libro climatologia

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99 INDICE Pág. 1. INTRODUCCIÓN ……………………………………………………..…… 1 2. METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA…………………………………. . . 2 2.1. Tiempo 2.2. Clima 2.3. Meteorología 2.4. Climatología 3. LA CLIMATOLOGIA Y LOS PROBLEMAS GLOBALES DE LA TIERRA:…. 8 3.1. El calentamiento global proveniente de un efecto invernadero Intensificado. 3.2. Calentamiento global en proyección 3.3. Efectos posibles sobre la producción agrícola, los ecosistemas y la Biodiversidad. 3.4. Efectos posibles sobre el nivel del mar 4. DISMINUCIÓN DE LA CAPA DE OZONO. ……...……………………29 5. EFECTOS DE LA DISMINUCION DEL OZONO…………….………31 5.1 Protección de la capa de ozono: Plan de Acción. 5.2 PROGRESO ESPERANZADOR PERO INADECUADO. 6. EL SOL………………………………………………………………………35 6.1. Estructura del Sol 6.2. Emisión de Radiación 6.3. Viento Solar 7. La Tierra…………………………….………………...…………………..39 8. LA ATMÓSFERA…………………………………………………………48 9. COORDENADAS GEOGRÁFICAS Y CELESTES……………………56

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nociones básicas de climatologia y metereologia

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Page 1: Libro Climatologia

99

INDICE

Pág.

1. INTRODUCCIÓN ……………………………………………………..…… 1

2. METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA…………………………………. . . 2

2.1. Tiempo 2.2. Clima 2.3. Meteorología 2.4. Climatología 3. LA CLIMATOLOGIA Y LOS PROBLEMAS GLOBALES DE LA TIERRA:…. 8 3.1. El calentamiento global proveniente de un efecto invernadero Intensificado. 3.2. Calentamiento global en proyección 3.3. Efectos posibles sobre la producción agrícola, los ecosistemas y la Biodiversidad. 3.4. Efectos posibles sobre el nivel del mar

4. DISMINUCIÓN DE LA CAPA DE OZONO. ……...……………………29

5. EFECTOS DE LA DISMINUCION DEL OZONO…………….………31 5.1 Protección de la capa de ozono: Plan de Acción. 5.2 PROGRESO ESPERANZADOR PERO INADECUADO.

6. EL SOL………………………………………………………………………35

6.1. Estructura del Sol 6.2. Emisión de Radiación 6.3. Viento Solar 7. La Tierra…………………………….………………...…………………..39 8. LA ATMÓSFERA…………………………………………………………48

9. COORDENADAS GEOGRÁFICAS Y CELESTES……………………56

9.1. Coordenadas geográficas9.2. Coordenadas Celestes

10. ENERGÍA SOLAR…………………………………………………………66 10.1 Introducción 10.2 Leyes de la radiación 10.3 Características de la radiación solar 10.4 Cuerpo negro y Cuerpo Real

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10.5 Irradiancia en el exterior de la atmósfera 10.6 Atenuación de la radiación solar en la atmósfera 10.7 Radiación terrestre 10.8 Balance de radiación solar 10.9 Zonas de clima solar 10.10 Duración del brillo solar. 10.11 Importancia biológica de la radiación solar 10.12 Fotoperiodismo. 10.13 Medición de la energía solar.

11. TEMPERATURA…………………………………………………………...97 11.1 Introducción 11.2 Escalas de medición de la temperatura 11.3 Temperatura del suelo 11.4 Temperatura del aire 11.5 Gradiente vertical de temperatura 11.6 Estabilidad atmosférica 11.7 Terminología climatológica 11.8 Variación de la Temperatura 11.9 Distribución Horizontal de la Temperatura 11.10 Medición de la Temperatura 11.11 Unidades Térmicas 11.12. Termoperíodo y Termoperiódismo

12. HELADAS…………………………………………………………….117 12.1 Introducción 12. 2 Tipos de Heladas 12.3 Causas de las heladas 12.4 Métodos en control de heladas

13. PRESION ATMOSFERICA…………………………...………………121

14. VIENTO Y CIRCULACION...……………………………….………...131

15.CONDENSACION Y NUBES................................................................165 15.1 Condensación 15.2 Solidificación

15.3 Deposiciones superficiales 15.4 Nieblas y neblinas

15. 5 Nubes. 15. 6 Clases de Nubes 15. 7 Cantidad de nubes 15. 8 Los halos del Sol y de la Luna 15.9 Electricidad atmosférica

16. PRECIPITACION……………..………………………………………………181 16.1 Generalidades 16.2 Mecanismos de la precipitación 16. 3 Clasificación de las precipitaciones 16.4 Factores de la pluviosidad

Ing. Lucio Manrique De Lara Suárez

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Curso Climatología Básica 3

16.5 Características de las precipitaciones 16.6 Instrumentos de medición 16.7 Análisis de las precipitaciones 16.8 Análisis de los aguaceros en una cuenca 17. EVAPOTRANSPIRACION………..………………………………………197 17.1 Evaporación 17.2 Factores que afectan a la evaporación 17. 3 Evapotranspiración 17.4 Uso consuntivo 17.5 Importancia de la evapotranspiración 17.6 Determinación de la evaporación

18. BALANCE HIDRICO………………….………………………………..215 18.1 Generalidades 18.2 Determinación del Balance Hídrico

Ing. Lucio Manrique De Lara Suárez

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Curso Climatología Básica 4

I. INTRODUCCION

La meteorología es la ciencia del tiempo atmosférico, es decir es la ciencia que trata del estudio de la atmósfera, de los fenómenos y procesos que en ella ocurren.

Se entiende por "tiempo" al estado físico, instantáneo y puntual de la atmósfera, resultante de la interacción de los elementos meteorológicos entre sí y con los factores meteorológicos reinantes en un lugar.

Hasta hace algunos años era suficiente describir el tiempo de una manera cualitativa, como bueno, malo, seco, húmedo, frío, etc., pero con la modernización de las actividades humanas, aumenta la importancia de los pronósticos del tiempo y, con ello el interés en las investigaciones científicas en el campo de la meteorología, siendo necesario que la temperatura y la humedad sean descritos en forma cuantitativa, a través de observaciones y mediciones que hacen uso de instrumentos y equipos más sofisticados. Llegando en la actualidad al uso de los satélites.

Tanto el buen tiempo, como el malo, precisan de los mismos ingredientes: aire, humedad y calor. La diferencia está en la manera como la naturaleza dispone de ellos, teniendo en cuenta además que la naturaleza actúa siempre a su capricho y voluntad.

El clima determina el tipo de plantas y animales que pueden crecer y desarrollarse en una determinada región, tanto en forma material como artificial, tiene influencia decisiva en casi todas las fases de las actividades humanas.

La dependencia del clima no se manifiesta solamente en la producción de alimentos, sino también con relación a otros fenómenos, como inundaciones extremas que afectan la vida, el comercio, etc.

Por otro lado, los efectos de la explotación irracional de los recursos naturales, están conduciendo a cambios significativos en la composición de la atmósfera, cuyos efectos pueden ser conocidos y evitados si es que se conocen los principios básicos sobre los que se rigen los fenómenos atmosféricos.

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II. METEOROLOGIA Y CLIMATOLOGIA

2.1 El Tiempo

El tiempo atmosférico se refiere a un conjunto de características que definen el estado momentáneo de la atmósfera en un determinado lugar; por ejemplo, ayer fue un día lluvioso en Tingo María; la primera semana de abril hubo heladas en Puno, etc. Es decir, el tiempo se vincula siempre al estado transitorio de la atmósfera, que puede ser normal o no en la región considerada.

2.2 El Clima

El clima es una generalización o integración de las condiciones del tiempo atmosférico sobre un área determinada, se refiere al conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio de la atmósfera, considerando los valores extremos y el grado de variabilidad de las observaciones a través de muchos años.

El tiempo varía enormemente de un momento a otro y de un lugar a otro, mientras que el clima permanece prácticamente constante.

2.3 Meteorología

Etimológicamente la palabra meteorología se deriva de dos voces griegas:

Meteoro : que se mueve en el aire. Logos : estudio, tratado.

La Meteorología es la rama de la Geofísica que estudia la atmósfera y los fenómenos o procesos que tienen lugar en ella y que determinan el tiempo atmosférico, como son la presión, vientos, temperatura, la lluvia, entre otros, tratando de determinar las características físicas y químicas, estableciendo los principios y leyes que los rigen.

Actualmente, la meteorología es reconocida como la ciencia atmosférica en el sentido más amplio, su campo se extiende a la física, la química y a los efectos dinámicos sobre la superficie continental y marítima.

Sus objetivos se orientan al entendimiento de los fenómenos atmosféricos, su previsión y el control artificial.

2.4 Climatología

Se refiere a las variaciones de las condiciones climatológicas en función de la inclinación o curvatura de la superficie de la terrestre.

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Curso Climatología Básica 6

Clima : inclinación.Logos : tratado, estudio.

La climatología estudia la configuración media del comportamiento atmosférico durante largos período de tiempo (usualmente 30 años), es decir es el estudio científico del clima, interesándose particularmente por las aplicaciones prácticas.

La magnitud de los fenómenos atmosféricos está frecuentemente influenciada por las características geográficas, tales como la latitud, altitud, relieve, corrientes marinas, entre otras, por consiguiente, en la climatología juegan papel importante, tanto la meteorología como la geografía.

2.5 Elementos y Factores Meteorológicos

1. Elementos

Son las variables físicas utilizadas para indicar el estado o condición física de la atmósfera, las que podemos clasificarlos como:

a) Elementos meteorológicos primarios.- Son aquellos cuyos orígenes no dependen de la interacción entre la tierra y la atmósfera, entre ellos tenemos:

La presión atmosférica yLa radiación solar.

b) Elementos meteorológicos secundarios.- Originados como consecuencia del intercambio energético entre la tierra y la atmósfera, entre ellos tenemos:

Temperatura del aire yHumedad Atmosférica

c) Elementos meteorológicos terciarios.- Originados por la interacción entre los elementos primarios y los secundarios, como:

Vientos o movimientos del aire.Nubes.Precipitación.

2. Factores

Se refiere a los agentes que modifican la magnitud de los elementos meteorológicos, y pueden agruparse en:

a) Factores permanentes.

. Latitud.

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. Altitud.

. Distribución de continentes y océanos.

. Barrera de montañas.

. Relieve topográfico

. Movimientos de la tierra: Rotación y Traslación.

b) Factores variables.

. Corrientes marinas

. Masas de aire.

. Centros de altas presiones.

. Gases contaminantes y aerosoles.

. Cobertura vegetal y tipo de suelos.

2.6 Sub. División de la Meteorología:

La meteorología puede subdividirse desde un punto de vista teórico y de su aplicación a las actividades humanas, así tenemos:

a) Meteorología Teórica Meteorología Dinámica: Trata del estudio del movimiento de la atmósfera, aplicando las leyes fundamentales que gobiernan los movimientos, expresándoles en términos de magnitudes físicas que dependen de cuatro propiedades independientes dimensionalmente: espacio, tiempo, masa y temperatura termodinámica.

Meteorología Física: Estudia los procesos físicos que ocurren en la atmósfera, como es la radiación solar, temperatura, humedad y presión atmosférica, estableciendo los principios y las leyes que rigen estos fenómenos.

b) Meteorología Aplicada

Trata de representar de diversos modos y en forma gráfica, el estado de la atmósfera en un momento determinado, formulando los pronósticos a corto y mediano plazo.

Las variables fundamentales a tener en cuenta son en primer lugar, la presión atmosférica al nivel medio del mar a una supuesta temperatura de 0 ºC, junto con sus variaciones horizontales y verticales.

En segundo lugar la densidad del aire que es consecuencia directa de la temperatura y contenido de vapor de agua. Íntimamente relacionado con ellas está el viento, o movimiento horizontal del aire. Meteorología Aeronáutica: Estudia las condiciones del tiempo en la atmósfera baja y media, dentro de las rutas de navegación aérea haciendo uso de la sinóptica y del intercambio sistemático de información entre las aeronaves

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y entre éstas y los aeropuertos, a fin de determinar las condiciones más favorables del vuelo. Meteorología Médica: Investiga la influencia del tiempo y el clima sobre la salud humana, pues existen condiciones ambientales que son benéficas y otros que son perjudiciales.

Meteorología Industrial: Se encarga del estudio de aquellos elementos atmosféricos que están relacionados con las actividades industriales, como los efectos de la humedad en la fabricación de papel, etc.

Agrometeorología: Trata de las relaciones y efectos de las condiciones del tiempo sobre el crecimiento y desarrollo de las plantas y animales, tratando de obtener las mejores cosechas y producción.

Hidrometeorología: Estudia todos aquellos fenómenos relacionados con el agua en la atmósfera, es decir las fases del ciclo hidrológico que tienen que ver con las características del tiempo.

2.7Sub Divisiones de la Climatología

La climatología, al igual que la meteorología, comprende una serie de ramas, entre ellas tenemos:

a) Climatología Física: Se encarga del estudio de los fenómenos climáticos en términos físicos, tales como la radiación y los procesos de intercambio verticales entre la superficie de la tierra y la atmósfera.

b) Climatología Dinámica: Se ocupa de la evaluación de los fenómenos climáticos dinámicos, tales como la circulación general de la atmósfera, basándose en los principios físicos y matemáticos.

c) Climatología Aplicada: Es el análisis científico de los datos climáticos, con la finalidad de aplicarlos en proyectos específicos y en la solución de problemas operacionales en los campos de la industria, agricultura, uso racional de los recursos naturales, impacto ambiental, etc.

d) Climatología Estadística: Reducción de la masa de los registros climáticos en una forma compacta y precisa, la representación de valores medios y grados de dispersión.

e) Microclimatología: Estudia las características de los aspectos climáticos de la capa baja de la atmósfera próxima al suelo, y de los factores que controlan el microclima.

f) Bioclimatología: Estudia los efectos del clima sobre la fauna y el hombre.

Para la determinación del tiempo y el clima, debe tenerse en cuenta que una distinción entre factor y elemento climático es, en muchos casos artificiales, así por ejemplo, el viento puede ser considerado como elemento,

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pero también como factor, si actúa como un mecanismo regulador de las lluvias, la temperatura actúa sobre la presión atmosférica y el viento.

Pero la principal dificultad surge cuando tenemos que considerar sus interacciones en la naturaleza, puesto que estas generan muchos mecanismos de retroalimentación que actúan ampliando o amortiguando pequeñas perturbaciones iniciales. Por ejemplo, el incremento de calor en el ambiente debido a las actividades humanas, lleva a suponer un aumento de temperatura, que podría ser estimado comparando el orden de magnitud del calor, incrementado a la relación con la radiación solar incidente.

Por otro lado, el incremento de energía en el sistema, producirá un aumento en la evaporación, consecuentemente en la formación de nubes. Aumentando la cantidad de nubes, se producirá un bloqueo en la llegada de radiación solar, en consecuencia una disminución de la temperatura.

Si el hombre, incrementa calor en las regiones cubiertas con nieve, es de esperar un derretimiento parcial de las mismas, conduciendo a una mayor llegada de energía a la superficie (la nieve posee elevada reflectividad) incrementando la temperatura.

Para un mejor entendimiento sobre los elementos y factores del tiempo y el clima, es necesario recordar que estos son el resultado de la interacción de otros elementos básicos: el Sol, la Tierra y la Atmósfera.

2.8 Tipo de Estaciones Meteorológicas

1. Por su Categoría:

a) Principales.- Nos brinda la mayor cantidad posible de información, por lo que están agrupadas adecuadamente y abarcan grandes extensiones.

b) Ordinarias.- Recolectan información con la finalidad de determinar la caracterización de los climas a nivel local.

c) Auxiliares.- Se establecen en forma temporal o casi permanente, su utilidad esta en que nos brinda información puntual, solamente en determinados elementos meteorológicos.

2. Según su Finalidad:

a) Estaciones Sinópticas.- Las cuales deben tener una red de estaciones, donde las observaciones se efectúan a la misma hora y cada 3 horas.

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b) Estaciones Climatológicas.- Son aquellos que nos brindan información para caracterizar el clima a un nivel regional. Las observaciones se registran a las 07, 13 y 19 horas.

c) Estaciones Agrometeorológicas.- Se registran datos relacionados al clima de la región, además de información biológica, como es las fechas de aparición de plagas, etc.

d) Estaciones Evaporimétricas.- Solamente registran la evaporación.

e) Estaciones Pluviométricas.- Registran la precipitación

3. Requisitos para la instalación de una Estación Meteorológica:

* Que el lugar sea lo más representativo posible.* Que el lugar sea despejado, libre de obstáculos.* Terreno nivelado.* Localización determinada, deberá conocerse la altitud, longitud y la latitud.* La exposición de los instrumentos deberá ser igual en todas las

estaciones.* Fácil acceso a las observaciones y supervisiones.* Cercano a la vivienda del observador.

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III. LA CLIMATOLOGIA Y LOS PROBLEMAS GLOBALES DE LA TIERRA

Cambio del clima y agotamiento del ozono

Preguntas y cuestiones generales

1.- ¿Cómo pueden nuestras actividades causar calentamiento global y cuáles son algunos de los posibles efectos de aquello?

2.- ¿Que podemos hacer para retrasar y reducir, el posible calentamiento global y ajustar sus efectos?

3.- ¿Cómo estamos disminuyendo el ozono en la estratosfera y cuáles son algunos de los efectos posibles de tal acción?

4.- ¿Que puede realizarse para hacer más lento el agotamiento del ozono?

Aunque nuestra especie ha estado sobre la Tierra durante solo un parpadeo de la existencia total de ésta, ahora estamos alterando el contenido químico de toda la atmósfera, de 10 a 100 veces más rápido que su propia rapidez natural de cambio durante los 100,000 años pasados. El calentamiento mundial que se espera, producido por nuestro delirio creciente para quemar combustibles fósiles y acelerar la deforestación tropical, por disminuir el ozono que sostiene la vida en la estratosfera, debido al uso ampliamente extendido de clorofluorocarburos y otras sustancias químicas que podríamos aprender a prescindir de ellas y otras acciones, acrecientan ahora las amenazas ambientales a escala mundial.

Ampliamente invisibles y silenciosos, estos problemas críticos continuarán creciendo hasta que rebasen los umbrales significativos del cambio. Cuando tales límites sean atravesados, será demasiado tarde para evitar los efectos letales, duraderos e imprevisibles que tienen sobre la ecosfera que nos sustenta a nosotros y a otras especies. No habrá por donde podamos escapar, ni escondernos de los efectos destructivos de estos cambios mundiales.

El afrontar estas emergencias planetarias, para evitar la última y colosal tragedia de nuestros tiempos para nuestra especie y muchas otras más, requerirán cambios significativos en la forma en que pensamos y actuamos.

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3.1 El calentamiento global proveniente de un efecto invernadero intensificado.

a. Cambios climáticos del pasado.

Las temperaturas promedio de la Tierra y los climas, son resultado de varios factores inter-actuantes de la edad de hielo del último período interglaciar.

Durante este período de clima favorable, la temperatura media de la superficie terrestre se ha elevado en 5 ºC (9 ºF). La agricultura se inició y se esparció ampliamente a través del mundo, para soportar el aumento exponencial de la población del planeta, que este clima más cálido generalmente permitió.

Durante el período caliente en el que vivimos ahora, las temperaturas medias de la superficie de la Tierra han fluctuado sólo moderadamente, 0.5 ºC a 1 ºC (0.9 ºF a 1.8 ºF) hacia arriba o hacia abajo, durante períodos de 100 a 200 años. Estas fluctuaciones moderadas y relativamente lentas en el clima, nos han conducido a cambios drásticos en la naturaleza de los suelos y los patrones de vegetación en el mundo, permitiendo así aumentos grandes en la producción de alimento.

La mayor amenaza en la producción de alimento para los humanos, los sistemas económicos y los habitantes para la vida silvestre, es un cambio rápido de clima que implique sólo unos cuantos grados en la temperatura media de la superficie terrestre, que tenga lugar durante unas pocas décadas. Lo anterior alteraría drásticamente los lugares donde podrían existir cierta biomasa y, por tanto, ciertas especies, cambiaría además las condiciones más rápido de lo que algunas especies, en particular las vegetales que sustentan animales, podrían adaptarse a migrar a otras regiones. Dichos cambios rápidos en el clima, alterarían las áreas donde se podría cultivar alimento. Algunas llegarían a ser inhabitables debido a la falta de agua, o a inundaciones producidas por una elevación en los niveles medios del mar.

b. Temperatura, clima y composición química de la atmósfera

La composición química de la troposfera y la estratosfera, es un factor importante en la determinación de la temperatura media de la superficie del planeta, por lo tanto, de su clima. El calor es atrapado en la troposfera en un proceso natural llamado efecto de invernadero.

La cantidad de calor atrapado depende principalmente de las concentraciones de diversos gases atrapantes de calor, conocidos como gases de invernadero, en la troposfera. Los principales son el dióxido de carbono, vapor de agua (sobre todo en las nubes), ozono, metano, óxido nitroso y clorofluorocarburos. El aumento en las concentraciones de estos gases, más rápido de lo que son removidos de la troposfera, aumenta la temperatura media de la superficie de la Tierra. La disminución de sus concentraciones, más

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rápido de lo que son emitidos, hace que descienda la temperatura media de la superficie de la Tierra.

Los dos gases de invernadero con concentraciones más altas a nivel de la troposfera son el dióxido de carbono y el vapor de agua. La adición de CO2 a la troposfera y su remoción, están controladas principalmente por el ciclo global del dióxido de carbono gaseoso, y el nivel del vapor de agua es controlado por el ciclo hidrológico.

Durante los 160,000 años anteriores, los niveles estimados de vapor de agua en la troposfera han permanecido sensiblemente constantes, mientras que los del dióxido de carbono han fluctuado. Los cambios estimados en el contenido de dióxido de carbono de la troposfera durante este período, se correlacionan muy estrechamente con las variaciones en la temperatura media de la superficie de la Tierra.

c. Elevación en los niveles de los gases de invernadero.

Recientemente, la mayoría de gases de invernadero eran emitidos y removidos de la troposfera por los principales ciclos biogeoquímicos de la Tierra, sin interferencias alteradoras de las actividades humanas. Sin embargo, desde la Revolución Industrial y especialmente desde 1,950, se han estado introduciendo cantidades enormes de gases de invernadero en la atmósfera principalmente por la quema de combustibles fósiles, uso de clorofluorocarburos, agricultura y deforestación. Hay un interés creciente en que estos gases pueden amplificar el efecto natural de invernadero, y cambiar hacia arriba el termostato del planeta muy rápidamente. Por satélites y con otras mediciones se indica que actualmente el dióxido de carbono corresponde al 49% de la aportación anual de33 gases de invernadero causada por los humanos, a los clorofluorocarburos (CFC)el 14%, al metano el 18% y al óxido nitroso el 6%. Sin embargo, los tres últimos gases tienen un efecto de calentamiento mucho más grande por molécula, que el CO2. Del total, Estados Unidos es responsable de las emisiones mayores de gases de invernadero (17%), seguido por la ex - Unión Soviética (14%), países europeos (12%), China (8%), Brasil (6%), India (5%), Japón (4%) e Indonesia (3%). Los países con las emisiones más altas per cápita en 1,998 fueron, en orden descendente: Estados Unidos, Australia, Canadá, Birmania (Myanmar), Alemania y la ex - Unión Soviética.

El dióxido de carbono es liberado cuando se oxida el carbono o cualquier compuesto que lo contenga (como al quemar un combustible). Los combustibles fósiles proporcionan casi el 80% de la energía del mundo, producen cerca del 75% de las emisiones actuales del CO2 y la mayor parte de la contaminación del aire en el mundo.

El nivel de dióxido de carbono en la troposfera, es ahora la más alta de lo que ha sido hace por lo menos 130,000 años, y el nivel está aumentando.

Estados Unidos es como mucho otros países el emisor más grande de CO2 (20% de las emisiones del globo), seguido por la ex - Unión Soviética, por

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tanto la crisis de calentamiento global prevista, junto con la contaminación del aire aumentada, es en gran parte una crisis de energía causada sobre todo por la quema rápida, en gran escala y con mucho desperdicio, de los combustibles fósiles.

Para empeorar el asunto, estamos reduciendo la aptitud de la Tierra para eliminar el óxido de carbono a través de la fotosíntesis, por la deforestación en el mundo. La deforestación especialmente la tala y quema en gran escala de los bosques tropicales, se cree que aporta un 20% del aumento de los niveles del CO2. La EPA ha establecido que, a menos que se tome alguna acción para reducir la quema de combustibles fósiles y la deforestación, las emisiones en el planeta de dióxido de carbono, el principal gas de invernadero sobrepasarán la duplicación entre 1,985 y 2,025, duplicándose en los países desarrollados y cuadruplicándose en los países en vías de desarrollo.

La agricultura, la silvicultura, las industrias y los vehículos de motor de la actualidad, también están liberando otros gases de invernadero principalmente clorofluorocarburos, metano, óxido nitroso y ozono, formados en el smog hacia la troposfera a una tasa acelerada.

3.2 Calentamiento global en proyección.

El efecto de invernadero es una de las teorías científicas más ampliamente aceptado. Sin embargo, los científicos no coinciden en cuánto podría elevarse la temperatura mundial, como resultado de nuestras crecientes aportaciones de gases de invernadero a la atmósfera, si otros factores en el sistema climático actuaran en contra o amplificaran el ascenso de la temperatura, cuan rápido podrían elevarse las temperaturas, y cuáles serán los efectos sobre diversas áreas. Las razones de estos desacuerdos son la inseguridad acerca de la exactitud de los modelos matemáticos y la evidencia geológica utilizada para proyectar cambios en el clima, y las suposiciones sobre cuán rápido se consumirán los combustibles fósiles y se talarán los bosques. Tal controversia es una condición normal en la ciencia.

Desde 1,980, cuando empezaron las mediciones confiables, las temperaturas medias globales se han elevado cerca de 0.5 ºC (0.9 ºF). Sin embargo, no hay evidencia convincente que relacione este calentamiento reciente a un efecto de invernadero intensificado. La razón por lo cual no hay aún objetos humeantes es que, hasta ahora, cualquier cambio de temperatura causado por un mayor efecto de invernadero, ha sido demasiado pequeño para exceder las oscilaciones normales a corto plazo de las temperaturas atmosféricas medias.

Sin embargo, la cuestión más impresionante, sería que clases de climas son probables que se desarrollen durante los próximos 50 a 60 años. La evidencia circunstancial del pasado y la moderación climática, han convencido

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a muchos expertos en climatología de que el calentamiento global empezaría a acelerarse a partir de esta década de 1,990 o en la primera década del siguiente siglo, elevándose por encima de los cambios de temperatura de fondo (ruido climático), que en el presente encubren dicho efecto.

Cinco de los diez años entre 1,981 y 1,990, fueron los más cálidos en el registro de 130 años de medición de temperatura mundial, y 1,990 fue el año más caliente durante ese período.

No podemos estar seguros de que la época más calurosa fue causada por un efecto de invernadero acrecentado, pero dichos años nos dieron un reflejo de lo que podemos esperar en un mundo con efecto invernadero más cálido.

Los modelos climáticos actuales proyectan que la temperatura media de la superficie de la Tierra se elevará 1.5 ºC a 5.5 ºC (2.7 ºF a 9.9 ºF) durante los próximos 60 años (para 2,050), si los ingresos de gases de invernadero continúan incrementándose a la velocidad actual. Como comparación, la variación natural de la temperatura media de la superficie de la Tierra, en lapsos de 100 a 200 años durante el período interglaciar en el que vivimos, ha sido cuando mucho de 0.5 ºC a 1 ºC (0.9 ºF a 1.8 ºF).

Debido a muchas incertidumbres en estos modelos climáticos mundiales, sus desarrolladores creen que las proyecciones son seguras dentro de un factor de dos. Esto significa que el proyectado calentamiento del globo durante el próximo siglo, podría ser bajo, como de 0.7 ºC (1.3 ºF), o alto, como de 11 ºC (20 ºF). Hay un 50% de posibilidades para cada manera.

Si seguimos bombeando gases de invernadero en la atmósfera y continuamos talando muchos de los bosques del mundo, estamos lanzando al aire una moneda y jugando con la vida actual de la humanidad, como la conocemos sobre este planeta.

Quizá podríamos estar dudando ahora de por qué deberíamos preocuparnos por una elevación de unos cuantos grados en la temperatura media de la superficie terrestre. Después de todo, a menudo tenemos mucho de ese cambio entre junio y julio, o entre ayer y hoy.

El punto clave es que no se está hablando acerca de las oscilaciones normales en la intemperie, de lugar a lugar. Se habla acerca de un cambio mundial proyectado sobre el clima promedio en el transcurso de su vida, con muchos cambios mayores en varias partes del mundo. El calentamiento global alterará no sólo la temperatura y precipitación pluvial, sino también los vientos, humedad y cubierta de las nubes.

Los modelos actuales indican que el hemisferio norte se calentará más y más rápido que el hemisferio sur, debido principalmente a que hay mucho más océano en el hemisferio sur y el agua tarda más en calentarse que la tierra. Las temperaturas a latitudes medias y altas, están previstas por proyección, que se elevarán dos o tres veces el aumento promedio, mientras que los incrementos en la temperatura en las áreas tropicales cercanas al Ecuador, serían menores

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Curso Climatología Básica 16

que el promedio mundial. Estados Unidos, el Mediterráneo y gran parte de China, las latitudes medianas del mundo, podrían ser un duro golpe para dichos cambios climáticos.

Evaluar por proyección cambios en la temperatura media global es bastante difícil, pero resulta fácil compararlo con la proyección de cambios climáticos en regiones específicas del mundo.

Por todas partes podemos esperar para esto, una serie de argumentos del cambio climático regional basado en introducir diferentes supuestos en los modelos actuales y mejorados. Los modelos climáticos de la actualidad generalmente proyectan los mismos resultados sobre una base global pero discrepan ampliamente acerca de los cambios climáticos proyectados a diferentes regiones geográficas.

Sin embargo, una cosa está clara, ahora tenemos la potencialidad para producir un cambio climático destructor a una rapidez de 10 a 100 veces mayor de la que ha ocurrido durante los 10,000 años pasados. Al final del próximo siglo, el planeta podría estar más cálido que en cualquier época desde que los dinosaurios desaparecieron hace 65 millones de años, cuando se encontraban los caimanes o cocodrilos en lo que ahora es Canadá, y la Antártida estaba libre de hielo.

Dicho calentamiento global rápido sería comparable a una guerra nuclear en su potencial para causar alteración súbita, impredecible y ampliamente distribuida, de los sistemas ecológicos, económicos y sociales.

Cuanto más rápido sea el cambio más impredecible serán los resultados y más difícil será para la sociedad y el ambiente natural hacer frente a las consecuencias.

3.3 La Naturaleza de la Evidencia Científica

La principal forma en que los científicos, economistas y otros proyectan (no predicen) el comportamiento del clima y los sistemas ecológicos, económicos y otros sistemas complejos, es desarrollando modelos matemáticos que simulen dichos sistemas. Luego los datos de los modelos se hacen pasar por unas computadoras de alta velocidad. Diversos datos y suposiciones se introducen a los modelos, para realizar una serie de proyecciones del comportamiento y efecto. Cuanto corresponden los resultados al mundo real, depende el diseño del modelo y la exactitud o certeza de los datos y supuestos utilizados.

Otra forma de proyectar cómo podría cambiar el clima, es apreciar como ha cambiado en el pasado. La evidencia acerca del cambio anterior en el clima, se ha obtenido analizando el contenido químico y la evidencia fósil de las formas de vida sensibles al clima, encontradas en muestras de rocas profundamente enterradas, sedimentos del fondo de los mares y lagos, y en núcleos profundos extraídos de capas glaciales. Dichas evidencias limitadas y,

Ing. Lucio Manrique De Lara Suárez

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a menudo especulativas, pueden servir para probar y mejorar modelos de los sistemas de la Tierra.

Los científicos reconocen que sus modelos de climas telúricos son, en el mejor de los casos, aproximaciones burdas. Los modelos presentes no incluyen adecuadamente la influencia de la formación de nubes sobre el clima, las interacciones entre la atmósfera y los océanos (que contienen 50 veces más CO2 que la atmósfera), en cómo afectan al clima las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida y en como responden los suelos, bosques y otros ecosistemas a cambios en la temperatura atmosférica. Cada factor podría atenuar o amplificar el calentamiento global.

Por ejemplo, el calentamiento global aumentará las temperaturas promedio de las superficies de los océanos del mundo, lo cual elevará la rapidez de evaporación del agua en la atmósfera para formar nubes. Si no hay un incremento neto en las nubes densas del nivel bajo que reflejan las del Sol al espacio, la rapidez del calentamiento global será baja. Por otra parte si los vientos y otros factores conducen a un aumento en las nubes delgadas de alto nivel, que actúan como un cobertor para atrapar calor en la baja atmósfera, aumentará la tasa de calentamiento global. No conocemos los efectos netos de dichos factores o cuánto tardan en actuar.

Hay que implantar un programa resonante que mejore enormemente nuestra comprensión del clima de la Tierra. Aún así, nunca tendremos la certeza científica que desean los tomadores de decisiones antes de asumir algunas altamente controversivas, como la de disminuir enormemente el uso de los combustibles fósiles, de los que depende la economía presente del mundo.

Con frecuencia, los que se oponen al cambio o desean retrasar la ejecución de la decisión, dicen que no se debe hacer nada hasta que esté "probado" científicamente. Sin embargo, esto tergiversa los resultados de la ciencia.

Las teorías, modelos y los pronósticos científicos, están basados principalmente en evidencia circunstancial e incompleta y en probabilidades estadísticas, y no en certezas. Todo lo que es una probabilidad, baja, media, alta, o muy alta, de que algo ocurra. Dicha información es muy útil, pero la única forma de que sea una prueba directa, concluyente acerca de un acontecimiento futuro, es esperar y ver si se acertó.

Muchos expertos en clima creen que hay suficiente evidencia circunstancial para garantizar la acción inmediata, para disminuir el calentamiento hacia una tasa más manejable. Esto nos proporcionará tiempo precioso para efectuar más investigaciones, cambiar a prácticas menos nocivas y adaptarnos a una Tierra más cálida.

Argumentan que si esperamos a que la temperatura media de la Tierra se eleve al punto donde exceda las fluctuaciones climáticas normales, será demasiado tarde para evitar cambios ambientales, económicos y sociales, duraderos y altamente destructivos. Esperar para efectuar un experimento

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gigantesco sobre nosotros mismos y otras especies, una forma de ruleta rusa mundial.

Además, ya que los combustibles fósiles (especialmente el petróleo) se están agotando y son las causas que conducen a la contaminación del aire, del agua y la alteración de las tierras, necesitamos mejorar drásticamente la eficiencia en energía, y cambiar a otras fuentes energéticas tan rápido como sea posible, incluso si no hay amenaza de calentamiento mundial. En forma semejante, puesto que la deforestación es una de las grandes amenazas para la biodiversidad de la Tierra, debemos detener y revertir esta forma de degradación ambiental, si la amenaza de calentamiento global es grave o no.

Desde 1,945, los países del mundo principalmente los desarrollados han gastado más de 12 mil millones de dólares para protegernos de la posibilidad de una guerra nuclear. El calentamiento de nuestro planeta es una amenaza mucho más probable e igualmente grave para la seguridad económica e individual; aún así, hemos dedicado sólo un rato para tratar esta amenaza potencialmente devastadora. El tiempo para actuar se agota rápidamente.

3.4 Efectos posibles sobre la producción agrícola, los ecosistemas y la biodiversidad.

A primera vista, un clima promedio más cálido podría parecer deseable. Podría conducir a cuentas más bajas por gastos de calefacción y estaciones de crecimiento vegetal más cortas en las latitudes medias y altas.

El rendimiento de las cosechas podría aumentar 60% a 80% en algunas zonas debido a que más dióxido de carbono en la atmósfera puede incrementar la tasa de fotosíntesis vegetal. El mayor calentamiento de la troposfera podría causar enfriamiento de la estratosfera, de modo que se harían más lentas las reacciones que destruyen el ozono.

Sin embargo, otros factores podrían compensar estos efectos. El uso de aire acondicionado aumentaría y contribuiría con más calor a la troposfera. Eso intensificaría y esparciría las islas urbanas de calor, haciendo que la gente haga un uso mayor de aire acondicionado. Utilizar combustibles fósiles para producir más electricidad para el funcionamiento de los acondicionadores de aire, añadiría más CO2 y clorofluorocarburos (empleados como refrigerantes o enfriantes en los acondicionadores de aire) a la atmósfera, acelerando el calentamiento planetario y el agotamiento del ozono. Las ganancias potenciales en los rendimientos agrícolas a partir de los más altos niveles de CO2, podrían ser cancelados por el daño más intenso por plagas de insectos, que se reproducirían más rápidamente a temperaturas más altas. Estas temperaturas también aumentarían el ritmo de la respiración aeróbica de las plantas, y reducirían la disponibilidad de agua. Evidencia reciente indica que muchas plantas han respondido a los aumentos en CO2 anteriores, desarrollando menos poros que emplean para absorber el CO2 y, por tanto reducir su tasa de fotosíntesis. Los aumentos potenciales en el rendimiento agrícola también podrían ser cancelados por menores rendimientos resultantes

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de irradiación ultravioleta producida por el agotamiento del ozono en la estratosfera.

Los cambios climáticos regionales modifican la tolerancia ecológica de cientos de especies de kilómetros en dirección horizontal, y cientos de metros de dirección vertical, con consecuencias que no son pronosticadas para los sistemas naturales y los cultivos. La evidencia anterior y los modelos en computadora, indican que los cinturones climáticos se desviarán hacia el norte 161 Km., (100 millas) por cada 1 ºC (1.8 ºF) que se elevara la temperatura atmosférica mundial. En otras palabras, el clima en el cinturón de trigo que alimenta a gran parte del mundo, se desplazaría hacia el norte.

Los modelos climáticos actuales e incluso los mejorados, no son capaces de proyectar con seguridad donde podrían ocurrir dichos cambios, pero el asunto es que habría modificaciones notables e impredecibles, en donde se podría cultivar alimento. La razón anterior por la que es posible cultivar mucho alimento hoy, es que los climas regional y global no ha cambiado mucho durante los 200 años anteriores.

El cambio en la localización de gran parte de nuestra producción agrícola en sólo unas cuantas décadas, crearía grandes alteraciones en los suministros de alimento y podría originar hasta 1 millar de millones de refugiados por cambios ambientales y la inanición masiva en algunas áreas.

Para evolucionar la producción agrícola, también requeriría de enormes inversiones empresas y sistemas de irrigación y en la distribución de abasto de agua, fertilizantes para las plantas y otras partes de nuestros sistemas agrícolas, de nueva creación.

Sin embargo como los efectos de un cambio rápido en el clima serían ampliamente impredecibles, todo lo que podría hacerse, sería para encontrar que las áreas de cultivo agrícola se modificaran otra vez, si el calentamiento planetario se acelera o empieza a declinar nuevamente.

Cuando millones de personas sean forzadas a emigrar y después se desplacen otra vez cuando los alimentos y otros recursos sean llevados hasta su existencia límite, los conflictos surgirán críticamente en lo que puede.

Los modelos actuales indican que la producción de alimentos podría abatirse en muchas de las principales regiones agrícolas del mundo, incluyendo el cinturón de granos del medio oeste en los Estados Unidos, las provincias de pradera en Canadá, Ucrania y el norte de China, debido a la humedad reducida en el suelo durante la estación de crecimiento en el verano.

Los modelos en computadora indican que para el 2,030, de 10% a 30% de las tierras de cultivo irrigadas en el oeste de Estados Unidos, quedarían fuera de la producción debido a los cambios climáticos que se prevean por proyección. Partes de África e India y las tierras del norte en la ex - Unión Soviética y Canadá, pueden adquirir climas que podrían aumentar la producción agrícola. Sin embargo, los suelos en algunas de estas áreas potencialmente nuevas en cultivo de alimentos, como Canadá y Siberia, son

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pobres y tomaría siglos alcanzar la productividad de la tierra agrícola actual. Mientras tanto, los precios de la comida subirían rápidamente.

En algunas áreas, los lagos, ríos y acuíferos que han nutrido por siglos los ecosistemas, campos de cultivo y ciudades, podrían reducirse o desecarse juntos, forzando a comunidades y poblaciones enteras a emigrar a áreas con suministros adecuados de agua. La corriente del Golfo de México, podría dejar de fluir hacia el noreste hasta Europa, conduciendo ello a un clima mucho más frío en esa parte del mundo.

El calentamiento mundial también podría acelerar la descomposición de la materia orgánica en el suelo. Eso podría conducir una liberación rápida de cantidades vastas de dióxido de carbono desde los suelos secos y metano, desde las tierras cenagosas y los arrozales. Cantidades enormes de metanos retenidas en hidratos en los suelos de la tundra ártica y cienos del fondo del Océano Ártico, también podrían ser liberadas si se funde el rastrojo que cubre el suelo de la tundra, y el océano se calienta. Debido a que el metano es un potente gas de invernadero, esto podría amplificar enormemente el calentamiento planetario.

La dispersión de los climas tropicales del Ecuador traería paludismo, encefalitis y otras enfermedades transmitidas por insectos a las zonas anteriormente templadas. Las enfermedades tropicales de la piel, también se diseminarían a muchas áreas que ahora tienen clima templado.

En un mundo más caliente, la frecuencia e intensidad de los extremos tempéricos altamente nocivos, como prolongadas ondas cálidas y sequías, aumentarían en muchas partes del mundo. Cuando se calienten las capas superiores del agua marina, la severidad de los huracanes y tifones aumentaría en algunas partes del mundo.

Por ejemplo, los modelos en computadoras proyectan que huracanes gigantes, con 50% más potencial destructivo de los que hoy, azotarían más al norte, a mayor distancia, y durante más meses del año. Ciudades como Miami, Gálvez ton, Atlántic City, Charlestón y Myrtle Beach, podrían ser devastadas por el impacto de dichos súper huracanes. Incluso un calentamiento muy ligero de las aguas superficiales, podría aumentar la intensidad de los huracanes en las cuencas parcialmente cerradas del océano, como el Golfo de México y la Bahía de Bengala.

Los cambios en el clima regional originados por el calentamiento global serían una gran amenaza para los bosques, especialmente los de clima templado y los bosques septentrionales de coníferas en las regiones con un clima sub ártico. Probablemente, serían menos afectados los bosques tropicales lluviosos, si no hemos talado la mayoría de ellos.

Sin embargo, las especies de árboles de dichos bosques sólo se pueden mover a través del crecimiento lento de árboles nuevos a lo largo de sus bordes típicamente en cerca de 0.9 Km. en cinturones climáticos se mueven más rápido que esta migración muy lenta, o si la migración es bloqueada por

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ciudades, campos de cultivo, carreteras y otras barreras humanas, entonces los bosques se marchitarán y morirán.

Estas mortandades podrían amplificar el efecto de invernadero, cuando los árboles en descomposición liberen dióxido de carbono al aire. Entonces la descomposición bacteriana incrementaría la materia orgánica, y el suelo más cálido liberaría aún más CO2. Las mortandades de bosques en gran escala, también causarían la extinción masiva de especies vegetales y animales, que no podría migrar a nuevas áreas. Los peces morirían conforme las temperaturas subieran en ríos y lagos, y a medida que los niveles bajos de agua concentraran los plaguicidas.

Cualquier cambio en el clima regional causado por un efecto de invernadero aumentado, plantearía amenazas severas a muchos de los parques, reservas de vida silvestre, zonas de vida silvestre y aguajales del mundo y aceleraría la ya grave y creciente pérdida de la biodiversidad de la Tierra. El biólogo Thomas Lovejoy del Smithsonian Institute, advierte: “No habrá ganadores en este juego de las sillas ecológicas, porque será fundamentalmente destructor y desestabilizante, y podemos prever la aparición de hordas de refugiados ambientales”.

3.5 Efectos posibles sobre el nivel del mar

El agua se expande ligeramente cuando es calentada. Esto explica por qué los niveles del mar en el mundo se elevarían si los mares se calientan, como se calienta el líquido de un termómetro. Ocurrirán elevaciones adicionales si el calentamiento es más alto que el promedio en los polos, causa una fusión parcial o completa de las capas de hielo y los glaciares. Las capas de hielo en Groenlandia y Antártida, actúan como espejos enormes para enfriar la Tierra, reflejando la luz del sol hacia el espacio. Algunos científicos temen que incluso una elevación pequeña de temperatura contraería estos glaciares, permitiendo que más luz solar llegase a la Tierra. El calentamiento global amplificaría y causaría una elevación mayor en los niveles del mar, que la producida por la dilatación térmica del agua.

Si la mayor parte de las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida occidental se derritieran o fundieran, como ocurrió durante un período cálido hacia 150,000 años, los niveles del mar se elevarían gradualmente hasta 6 m (20 pies) durante varios cientos de años.

Otros científicos argumentan que el mayor calentamiento permitiría a la atmósfera contener más vapor de agua y aumentar la cantidad de nevadas en algunos glaciares, particularmente en la capa glacial de la Antártida. Si la nieve se acumula más rápido de lo que se pierde el hielo, la capa de hielo de la Antártida crecería, reflejaría más luz del sol y ayudaría a enfriar la atmósfera.

Los modelos actuales indican que un aumento en la temperatura atmosférica media de 3 ºC (5 ºF), elevaría el promedio del nivel del mar global en 0.2m a 1.5 m (1 a 5 pies) durante los próximos 50 a 100 años. Si la capa de hielo de la Antártida aumenta en tamaño debido a que la acumulación de la nieve excede a la pérdida de hielo, la menor estimación de 0.4m es la más

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probable para el año 2,050. Aproximadamente la mitad de la población del mundo vive en regiones costeras que quedarían amenazadas o inundadas por mares en ascenso.

Incluso una elevación modesta en el nivel medio del mar inundaría las tierras cenagosas costeras, ciudades y campos de cultivo de baja altitud. Una elevación de un tercio de metro, empujaría hacia el interior de tierra las líneas litorales unos 30 m (98 pies) en comparación con los 136 m (445 pies) para una elevación de 1.5 m (5 pies) de elevación en el nivel medio del mar.

Sólo unas cuántas de las áreas más concurridas, desarrolladas intensivamente a lo largo de las costas de los Estados Unidos tienen playas con ancho mayor que 30 m. a la marea alta. Tal efecto afectaría gravemente a Carolina del Norte y Carolina del Sur, donde el declive de la línea litoral es tan gradual que una elevación de 0.3 m (1 pie) en el nivel del mar, haría retroceder la línea litoral varios kilómetros.

Un modesto ascenso de 1 m (3 pies), inundaría las áreas bajas de ciudades importantes de Shanghai, el Cairo, Bangkok y Venecia, y grandes extensiones de tierras agrícolas bajas y deltas en Egipto, Bangla Desh, India y China, donde se cultiva gran parte del arroz del mundo. Con un ascenso de 1.5 m (5 pies), muchas islas bajas pequeñas, como las de Marshall en el Pacífico, las Maldivas (un conjunto de unas 1,200 islas frente a la costa occidental de la India, que alberga a 200,000 personas), y algunos países del Caribe dejarían de existir, creando una multitud de refugiados por daños ambientales.

Grandes áreas de aguajales que nutren las pesquerías del mundo, también serían destruidas. La EPA estima por proyección que un ascenso en el nivel del mar de 1m (3 pies), daría como resultado 25% a 65% menos ciénagas costeras en Estados Unidos. Esto inundaría todo el Parque Nacional Everglades, en Florida, convirtiéndolo en el primer parque nacional desaparecido. Incluso una elevación de 0.5 m (1.6 pies), daría como resultado la pérdida de un tercio de las tierras cenagosas costeras de Estados Unidos. La salinidad de corrientes fluviales, bahías y acuíferos costeros, aumentaría. Los tanques de almacenamiento de sustancias químicas peligrosas a lo largo de las costas del Golfo y el Atlántico serían inundados. Lugares bajos como los Cabos de Florida y las playas actuales de Malibú, California, quedarían cubiertas con agua.

Las ciudades que están en áreas bajas, como Nueva Orleáns, Nueva York, Atlantic City, Boston, Washington, Gálvez ton, Charlestón, Savanaah y Miami (ciudad ésta que se encuentra al nivel del mar o algo por encima de él en tierras de pantano tomadas de las Everglades). Estarían amenazadas por inundaciones a menos que se gastaran millones de dólares para construir y mantener sistemas extensivos de diques y malecones. Incluso éstos no salvarían a Miami, debido a que se asienta sobre un lecho poroso de tierra caliza.

Ello significa que el océano se infiltraría bajo la ciudad, contaminando todas las reservas de agua dulce y haría inhabitable toda el área.

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3.6 Manejo del Calentamiento Planetario.

a. Disminución del calentamiento global.

Tenemos dos opciones para tratar el calentamiento global, que muchos científicos creen que hemos puesto en movimiento: preveer o ajustar sus efectos. Muchos expertos creen que debemos hacer ambas cosas sin pérdida de tiempo.

Los remedios para esta crisis planetaria que hemos causado son controvertidos, difíciles y dolorosas. Si los modelos son correctos, estamos en el caso de un alcohólico de largo tiempo, cuyo médico le dice que si no deja de beber ahora, morirá. Mostafa Tolba, director ejecutivo del Programa Económico de las Naciones Unidas, advierte que “nadie debe tener ilusiones acerca de la dificultad de contener el cambio de clima. Requerirá una nueva ética mundial basada en el crecimiento económico que no amenace a la naturaleza”.

Nosotros y muchas otras especies podemos aprender a vivir en condiciones climáticas diferentes, si se dispone del tiempo necesario para efectuar los cambios. Esto explica por qué disminuir cualquier cambio climático significativo, calentamiento y enfriamiento, causado por nuestras actividades, debe llegar a ser la máxima prioridad de nuestra especie en todo el mundo. De otra manera, la seguridad ambiental y la económica, podrían estar amenazadas donde quiera en el transcurso de una sola generación.

b. Medidas de Prevención

* Prohibición de toda producción y uso de los clorofluorocarburos y alones.Esta es la más fácil que podemos hacer, pues es posible privarnos de estas sustancias químicas o emplear sustitutos para el uso esencial.También es la mejor prueba el comportamiento mundial de proteger la atmósfera contra el calentamiento planetario global y el agotamiento del ozono.

* Reducir el uso actual de combustible fósil en 20% para el año 2,000, en 50% para el 2,010 y en 70% para el 2,030. Los mayores usuarios de combustibles fósiles, como Estados Unidos y la ex - Unión Soviética, deben disminuir su uso en un 35% para el año 2,000.

* Mejoramiento en gran escala de la eficiencia de energía. Este es el método más rápido, barato y efectivo para reducir las emisiones de CO2 y otros contaminantes del aire durante las dos o tres décadas siguientes.Cambio, a través de los próximos 30 años, a recursos energéticos perennes y renovables que no emitan CO2.El uso de tales recursos puede disminuir las emisiones de CO2 previstas para EUA, en 8% a 15% para el año 2,000 y, virtualmente, eliminarlas para 2,010.

* Transferencia a los países en vías de desarrollo de tecnologías para la eficiencia en energía renovable, prevención de la contaminación y reducción de desperdicios, de modo que puedan saltar de inmediato a una nueva era de la Tierra sustentable, en vez de seguir el camino actual de los países

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desarrollados donde ha privado el desperdicio de materia y energía y degradación de la Tierra.

* Aumento del uso de la energía nuclear para producir electricidad, si es posible desarrollar una nueva generación de reactores mucho más seguros, y puede resolverse el problema de cómo almacenar con seguridad, por miles de años, el material nuclear de desperdicio. Sin embargo, mejorar la eficiencia en energía es mucho más rápido y seguro, y reduce las emisiones de CO2 en 2.5 a 10 veces más que la energía nuclear, por dólar invertido.

* Establecimiento de impuestos altos (por unidad de carbono) sobre el consumo de gasolina y por emisiones nocivas creadas por el uso de combustibles fósiles (especialmente carbón), a fin de reducir las emisiones de CO2, y otros contaminantes del aire. Este ingreso por impuestos se debe usar para mejorar la eficiencia en energía en las casas y viviendas (alumbrado y calefacción) de gente pobre en los países desarrollados y los países en vías de desarrollo, y proporcionarles energía suficiente para compensar los precios altos de los combustibles, y subsidiar la transición a los recursos energéticos perennes y renovables. Al mismo tiempo, los grandes subsidios actuales para los combustibles fósiles y la energía nuclear, deben ser retirados en un lapso de 10 años. Finlandia, Suecia y Holanda han instituido dichos impuestos por unidad de carbono. A 100 dólares por tonelada de carbono, el impuesto sobre los combustibles fósiles en Estados Unidos, en 10 años generaría casi 130 mil millones al año, igual a casi un tercio del ingreso individual federal por impuestos en 1,998. Esto mejoraría la eficiencia en energía en todo ese país en 23% y disminuiría 37% las emisiones proyectadas de carbono.

* Reducción del uso del carbón, que emite 60% más de dióxido de carbono por unidad de energía producida, que cualquier otro combustible fósil. El uso de las existencias estimadas de carbón mineral del mundo, produciría un aumento de por lo menos seis a ocho veces en el CO2 atmosférico. Por fortalecer su programa de industrialización, China pretende casi duplicar el uso de carbón en la siguiente década, e India pretende triplicar su uso. Los países desarrollados deben tratar de evitar esto, ayudando a éstos y otros países pobres a mejorar enormemente su eficiencia en energía y cambiar del carbón a fuentes de energía renovables y perennes.

* Cambiar de carbón a gas natural para producir electricidad y calor de alta temperatura en países como Estados Unidos y la ex - Unión Soviética, que tienen grandes abastos de gas natural el cual sólo emite, cuando mucho, la mitad de CO2 por unidad de energía que el carbón. Cambiar al gas natural, reduce drásticamente las emisiones de otros contaminantes Debido a que la combustión del gas natural todavía emite CO2, éste es sólo un método a corto plazo que ayuda a tener tiempo, para cambiar a una etapa de eficiencia en energía y de energía renovable.

* También, un estudio reciente indica que el metano que escapa de los sistemas de distribución del gas natural, tiene un efecto de invernadero tan poderoso que podría anular los beneficios de cambiar del carbón al gas natural.

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* Captura del gas metano emitido por los rellenos sanitarios y utilización del mismo como combustible. La combustión de este gas produce dióxido de carbono, pero cada molécula de metano que llega a la atmósfera causa cerca de 25 veces más calentamiento global que cada molécula de CO2.

* Reducir drásticamente la producción de reses o ganado vacuno para reducir el ingreso de combustible fósil en la agricultura, el dióxido de carbono liberado por la deforestación para obtener tierras de apacentamiento y el metano producido por los mismos animales. La carne de res necesaria para sólo 20 hamburguesas, libera en su obtención más dióxido de carbono que el que pueden absorber 0.4 hectáreas de árboles en un año.

* Detención de la deforestación no sustentable en todas partes para el año 2,000.

* Cambio de la agricultura no sustentable a la sustentable. En todo el mundo, la agricultura es responsable de un 15% de los gases de invernadero que emitimos a la atmósfera. Si los países en vías de desarrollo aumentan su uso de la agricultura industrializada no sustentable, tal porcentaje podría elevarse.

* Desaceleración del crecimiento de la población. Si disminuimos a la mitad las emisiones de gases de invernadero y la población sobrepasa la duplicación, se retrocederá a donde se empezó.

* El desmantelamiento de la trampa mundial de la pobreza para reducir muertes innecesarias, el sufrimiento humano y la degradación ambiental, y ayudar a los países pobres a que se ayuden a sí mismo, y no sigan el cambio industrial de despilfarro de los países ricos de hoy.

c. Perspectivas

El experto en energía, Amory Lovins expresa que los argumentos sobre si el calentamiento planetario esta ocurriendo, ocurrirá, puede no ocurrir o ser no tan severo como se ha proyectado, y sobre los cuales sus impactos, serán ampliamente irrelevantes y nos desviarán de hacer lo que debe hacerse de cualquier manera. La razón es que los remedios ya enunciados antes para disminuir el calentamiento global, son cosas que necesitamos hacer ahora, incluso si no hubiera ninguna amenaza de calentamiento planetario o cualquier otro tipo de cambio climático.

Lovins también argumenta que lograr que los países firmen tratados y estén de acuerdo en reducir su uso de combustibles fósiles en el transcurso del tiempo, para reducir efectos ambientales graves es difícil, sino casi imposible y muy costoso. La evidencia de esto apareció en noviembre de 1989, cuando representantes de 70 naciones no pudieron estar de acuerdo en “congelar” sus emisiones de gases de invernadero a los niveles de 1998, desde aquel año hasta el año 2005, debido principalmente a la oposición de Estados Unidos, la

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entonces Unión Soviética, Japón y China, que juntos generan el 58% de la emisión mundial de tales gases.

En 1,990, en la Segunda Conferencia Mundial sobre el Clima, 22 países incluyendo 12 de Europa Occidental, Suecia, Noruega, Finlandia, Suiza, Australia y Japón, estuvieron de acuerdo en mantener fijas sus emisiones de CO2 en los niveles de 1990, hasta el año 2000. Aun este pequeño paso en la dirección correcta tuvo la oposición de Estados Unidos.

En vez de proporcionar el muy necesario liderazgo ambiental mundial, que prometió durante su campaña electoral el presidente George Bush requirió principalmente más investigación en vez de acción, para retrasar el calentamiento global.

Claudine Schneider, miembro de la Cámara de Representantes de EUA, dice a esto “esperemos hasta que el barco encalle y resolvamos entonces lo que hay que hacer, enfoque prevaleciente en la política pública que se hace hoy".

Australia, Canadá y la mayoría de los países de la Europa Occidental, han anunciado planes para reducir sus emisiones de CO2 desde 20% (Canadá), hasta 57% (Portugal), entre 1998 y 2005. La política propuesta por la administración de Bush, conduciría por lo menos a un 20% de aumento durante este mismo período. El Presidente Bush expresó que los costos de la reducción en los gases de invernadero eran demasiado altos.

Los ambientalistas y varios economistas señalan, sin embargo, que los costos proyectados no incluyen los grandes ahorros derivados de la eficiencia en energía y la reducción de la contaminación del aire, y subestiman ampliamente o dejan fuera los costos de la biodiversidad reducida, los rendimientos agrícolas y los costos de cambiar y reequipar gran parte de los programas de agricultura, selvicultura y para la vida silvestre del país.

De acuerdo con Lovins y el experto en clima Stephen H. Scheneider, las buenas noticias, entre todo la lobreguez y el concepto de juicio final a cerca de calentamiento planetario, son que el mejoramiento de la eficiencia en energía es la manera más rápida, barata y segura para cortar drásticamente las emisiones de bióxido de carbono y la mayoría de otros contaminantes del aire, dentro de dos décadas, aplicando la tecnología existente.

Este enfoque también debe ser inmensamente provechoso, y ahorraría al mundo tanto como un billón (un millón de millones) de dólares al año, tanto como el presupuesto militar mundial anual. De acuerdo con un informe de 1991 de la Academia Nacional de Ciencias, las mejoras en la eficiencia en energía podrían disminuir las emisiones de gases de invernadero en EUA, hasta en un 40% de los niveles de 1,996 con un bajo o ningún costo.

Más aún, la reducción de uso de los combustibles fósiles por el mejoramiento de la eficiencia en energía, reduce todas las formas de la contaminación, ayuda proteger la biodiversidad y evita conflictos y discusiones entre los gobiernos acerca de cómo deberían dividirse las reducciones en

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emisión de CO2, y su ejecución. Este planteamiento hará que los abastos de combustibles fósiles del mundo duren más, reducirá las tensiones internacionales por quien obtiene las reservas menguantes de petróleo del mundo y da más tiempo para desarrollar alternativas para los combustibles fósiles.

Los países industrializados tendrán que establecer un ejemplo mejor, comprometiéndose a un programa de choque para mejorar la eficiencia en energía. También tendrán que conducir al cambio de combustibles fósiles no renovables y energía nuclear, a fuentes de energía perennes y renovables.

Las tecnologías existentes y las nuevas para mejorar la eficiencia en energía y la utilización de energéticos perennes y renovables, también deber ser transferida a los países en vías de desarrollo, que en promedio son casi tres veces menos eficientes en energía que el promedio en los países desarrollados.

De acuerdo con Lovins, en principio esto podría permitir a los países en vías de desarrollo expandir sus economías cerca de diez veces, sin aumento en el uso de energía, y evitaría la etapa “más sucia” del proceso de industrialización. En vez de hacer esto Estados Unidos y otros países industrializados están exportando ahora sus tecnologías menos eficientes, las demasiado anticuadas y costosas para ser vendidas ”en casa”, a los países en vías de desarrollo.

Mejorar grandemente la eficiencia en energía ahora es una oferta que ahorra dinero, salva la vida y conserva la Tierra, que no debemos hacer a un lado. Sin embargo, hasta ahora, ningún gobierno ha hecho de este plan algo más que una señal o parte de su estrategia para hacer más lento el calentamiento por efecto de invernadero, reducir la dependencia sobre el petróleo, y abatir la contaminación del aire y el agua.

d. Medidas de corrección o eliminación

* Desarrollo de métodos mejores para eliminar el dióxido de carbono de las emisiones en las chimeneas de las centrales térmicas con combustión de carbón, así como de plantas industriales, y de los vehículos de motor. Si se aplicaran los métodos disponibles actualmente eliminarían sólo un 30% del CO2, y por lo menos se duplicaría el costo de la electricidad. Eventualmente, este método sería sobrepasado por el mayor uso de los combustibles fósiles. También, el CO2 recuperado podría ser mantenido fuera de la atmósfera, presuntamente colocándolo en la profundidad de los mares, en pozos de petróleo y gas agotados y formando cavernas de sal, o haciéndolo reaccionar con otras sustancias para convertirlo en un sólido como la piedra caliza. La efectividad y costo de estos métodos son desconocidos.

* Siembra de árboles. Cada uno de nosotros debe plantar y cuidar por lo menos un árbol cada seis meses. Esta es una forma importante de cuidar la Tierra, restaurando especialmente los terrenos de cultivo deforestados y degradados, y las praderas. Sin embargo, debemos reconocer que la

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plantación de árboles es sólo medida provisional para abatir las emisiones de CO2. Para absorber el dióxido de carbono que ahora está arrojando a la atmósfera cada año, se debe plantar y cuidar un promedio de 1,000 árboles por persona cada año, y 4500 dólares anualmente por cada ciudadano estadounidense, 18,000 árboles al año por una familia de cuatro personas.

* Reciclado del CO2 liberado en los procesos industriales.

* Eliminación del CO2 por fotosíntesis usando tanque y estanques de algas marinas o fertilizando los océanos con hierro, a fin de estimular el crecimiento de las algas marinas.

3.7 Ajuste del calentamiento planetario

Aun si se realiza todo lo anterior, es muy probable que todavía se experimente el calentamiento global, aunque a una tasa más manejable. Si se deja de arrojar gases de invernadero a la atmósfera ahora, los modelos actuales indican que lo que ya se ha enviado podría calentar la tierra en 0.5ºC a 1.8ºC (0.9ºF a 3.2ºF). Puesto que existe una buena posibilidad de que muchas de las cosas que debemos hacer no se efectúen o se hagan demasiado lentamente, algunos analistas señalan que también debe empezarse a prepararnos para los efectos del calentamiento planetario a lo largo plazo. Sus sugerencias incluyen:

* Aumentar la investigación en la producción de vegetales o plantas alimenticias que necesitan menos de agua, y en plantas que pueden prosperar en agua demasiado salada para los cultivos ordinarios.

* Construir diques para proteger las áreas costeras contra las inundaciones, como lo han hecho los holandeses durante cientos de años.

* Mover los tanques de almacenamiento de materiales peligroso, alejándolos de las áreas costeras.

* Prohibir construcciones nuevas sobre las áreas costeras bajas.

* Almacenar grandes abastos de alimentos clave en todo el mundo, como una seguridad contra las alteraciones en la producción de alimentos.

* Expandir las existentes áreas silvestres, parques y refugios de la vida silvestre hacia el norte, en el hemisferio septentrional, y hacia el sur en el hemisferio meridional, y crear nuevas reservas de la vida silvestre en esas regiones.

* Desarrollar planes para los parques y reservas existentes que tomen en cuenta posibles cambios climáticos.

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* Unir las reservas de vida silvestre existentes con las nuevas, por corredores que permitirían a las especies móviles cambiar su distribución geográfica y transplantar a áreas nuevas especies en peligro.

* Desperdiciar menos agua.

Hemos sabido a cerca de la posibilidad de un mayor efecto de invernadero y sus posibles consecuencias durante décadas. También sabemos qué se necesita hacer a los niveles internacional, nacional, local y personal o individual.

La investigación debe ser ampliada para ayudar a esclarecer las inseguridades que continúan existiendo, pero para la mayoría de los ambientalistas y muchos climatólogos, eso no es excusa para no hacer nada o hacer muy poco ahora.

3.8 AGOTAMIENTO DEL OZONO EN LA ESTRATOSFERA.

a. La Vital Capa de Ozono

Hace unos dos mil millones de años, los microorganismos que viven en el agua evolucionaron con la aptitud de efectuar la fotosíntesis. Gradualmente, a través de millones de años, esos organismos empezaron a agregar oxígeno a la atmósfera. Conforme parte de ese elemento ascendía, reaccionó con la radiación ultravioleta y se convirtió en ozono en la estratosfera. Antes de que empezara su revolución del oxígeno, la vida sobre la Tierra podría existir sólo bajo del agua, donde estaba protegida contra los intensos rayos ultravioleta del Sol.Hoy, nosotros, las plantas, los animales sobrevivimos y otros porque esta delgada gasa de ozono en la estratosfera evita que gran parte de la nociva radiación ultravioleta (específicamente la ultravioleta- B, o UV-B) producida por el Sol, llegue a la superficie de la Tierra.

b. Uso de los Clorofluorocarburos y los Halones

En 1,974, los químicos Sherwood Roland y Mario Molina emitieron la teoría de que los clorofluoocarburos (chlorofluorocarbons, CFC) elaborados por los humanos, conocidos también como “freones”, por la marca comercial de la Du Pont, estaban bajando la concentración promedio de ozono en la estratosfera y creando una bomba de tiempo planetaria. Nadie sospechó dicha posibilidad cuando los CFC fueron desarrollados en 1930.

Los dos CFC usados más ampliamente son el CFC-11 (triclorofluorometano) y el CFC-12 (diclorofluorometano). Cuando fueron desarrolladas estas sustancias químicas estables, incoloras, no inflamables, no tóxicas y no corrosivas, fueron un sueño para los químicos. Pronto fueron utilizadas ampliamente como muchos enfríantes en acondicionadores de aire y refrigeradores, y como impelentes en los envases rociadores (sprays) de aerosoles.

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Ahora también se usan para limpiar partes electrónicas, como los microcircuitos o chips de las computadoras, como esterilizantes en hospitales, como fumigantes para graneros y cargamentos, y para crear las burbujas en la espuma del plástico (a menudo denominado por su nombre comercial de la firma Du Pont, Styrofoam), usado para aislamiento y empaque.

Los compuestos que contienen bromo, llamados alones, también son ampliamente usados, principalmente en los extintores o extinguidotes de incendios.

Otras sustancias químicas usadas ampliamente que destruyen el ozono son el tetracloruro de carbono (empleado principalmente como solvente) y el metil-cloroformo, o 1,1,1- tricloroetano (utilizando como un solvente para limpiar metales y en más de 160 productos para el consumidor, como líquido corrector en rociadores para limpiar en seco, en adhesivos de rociado y en otros aerosoles).

Los países industriales contribuyen con el 84% de la producción de los CFC, siendo Estados Unidos el primer productor y seguido por los países europeos occidentales y Japón. En todo el mundo, los aerosoles corresponden al 25% del uso mundial de CFC. Sin embargo, desde 1,978, la mayoría de los usos de los CFC en los rociadores de aerosoles o sprays, han sido prohibidas en Estados Unidos, Canadá y la mayoría de los países escandinavos, debido principalmente a boicoteo por los consumidores. En Estados Unidos, los CFC todavía se usan legalmente como impelentes de aerosoles en medicamentos para el asma y otros, y en rociadores de limpieza para videograbadoras (VCR) y máquinas de coser y en productos como confeti envasado.

El 25% del consumo mundial de los CFC corresponde a Estados Unidos, y el uso percápita de CFC en ese mismo país es 6 veces mayor que el uso mundial percápita.

¿Que se Puede Hacer para Reducir el Calentamiento del Mundo?

Mientras esperamos que los gobiernos del mundo adopten estrategias para disminuir el calentamiento global, podemos tomar los asuntos en nuestras propias manos.

* Detecte las emisiones de CO2 generadas por usted y redúzcalas. El promedio percápita de la emisión de CO2 en Estados Unidos es de 16.7 toneladas (18.4 toneladas inglesas) al año, seis veces más que el ciudadano promedio de un país en desarrollo. La utilización de un kilowat-hora de electricidad generada en una planta térmica que quema carbón, emite 0.9 Kg., (2 Lb.) de CO2, y la combustión de 3.8 litros (1 galón) de gasolina, emite 9.8 Kg., (21.5 Lb.) de CO2. Un automóvil que rinde 12 Km., por litro (28 mi por galón), conducido por 16 000Km., (10,000 mi) libera 3.8 toneladas (4.2 toneladas inglesas) de dióxido de carbono a la atmósfera.

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* Reduzca su uso y desperdicio innecesario de energía (véase la Acción Personal en el reverso de la contrapusiera). Puesto que el uso y desperdicio de los combustibles fósiles en la primera causa del calentamiento global previsto y de la mayoría de las otras formas de contaminación y degradación ambiental, esto es lo más importante que usted puede hacer. Conducir un automóvil que rinde por lo menos 15 Km., por litro (35 mi por galón), utilizar el automóvil compartido y el transporte masivo, y caminar o andar en bicicletas, son las mejores maneras en que usted puede reducir la emisión de CO2, y otros contaminantes del aire, y ahorrar dinero.

* No usar electricidad para calefacción y para calentar agua, emplear lámparas fluorescentes, refrigerantes y otros aparatos que sean eficientes en energía.

* Haga su casa eficiente en energía, y caliéntala, lo mismo que el agua, utilizando tanta energía solar como sea posible. Enfríela mediante árboles que den sombra y acceso a vientos disponibles.

* Si no puede usar energía perenne y renovable para calentar su casa y el agua, use gas natural. Cuando es quemado, éste produce mucho menos dióxido de carbono y otros contaminantes del aire, que la combustión del petróleo o la utilización de la electricidad producida por la combustión de carbón en plantas térmicas.

* Siembre y cuide árboles para ayudar a enfriar el planeta y su casa. Pida a su patrón que patrocine un programa de plantación de árboles, adquiriendo plántulas que serán plantadas por los niños en una escuela local.

* Use las siguientes prioridades para todos los casos: No usar, a menos que sea necesario; reutilizar, reciclar y desechar sólo como último recurso.

* También, compone productos hechos de material reciclado. Es alentador el que tanta gente haya empezado a reciclar, pero ello es sólo un pequeño paso en la dirección correcta. Ahora, el énfasis debe cambiarse al uso y al abuso (de los elementos desechables y peligrosos).

* Exija a los legisladores estatales y nacionales que patrocinen y promulguen disposiciones dirigidas a mejorar notablemente la eficiencia en energía, deteniendo la destrucción de bosques antiguos en los parques nacionales, y frenando las emisiones de gases de invernadero y otros contaminantes del aire.

* No apoye métodos altamente impredecibles como cubrir los mares con pequeños pedazos de Styrofoam blancos, dizque como ayuda para reflejar más calor desde la superficie terrestre, arrojar hierro a los océanos para estimular el crecimiento de algas marinas y para remover el CO2 de la atmósfera (a un costo anual de mil millones de dólares), desplegar en el espacio un gigantesco estudio de cara al sol, o inyectar en la estratosfera material particulado que refleje la luz solar, enfriar a esa región haciendo estallar bombas nucleares cerca de la superficie de la Tierra, o mediante aviones o misiles.

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Algunas de estas soluciones tecnológicas de gran escala pueden ser posibles en lo futuro, pero tener efectos colaterales nocivos que no se pueden prever debido a nuestra deficiente comprensión de cómo funciona la Tierra.

3.9. Disminución de la capa de ozono.

El ozono es destruido y repuesto en la estratosfera por reacciones químicas atmosféricas, y se mantiene a un nivel bastante estable. Sin embargo, hay mucha evidencia de que estamos transformando este equilibrio y reduciendo los niveles de ozono en la estratosfera.

Las latas o envases de sprays, el equipo de aire acondicionado y refrigeración descartado o con fugas, y la producción y combustión de los productos de espuma de plástico, libera CFC a la atmósfera. Dependiendo del tipo, los CFC son tan poco reactivos que permanecen intactos en la atmósfera de 60 a 400 años. Esto les da mucho tiempo para elevarse lentamente a través de la troposfera, hasta que alcanzan la estratosfera. Allá por influencia de la radiación UV de alta energía del Sol, se degradan y liberan átomos de cloro que aceleran la descomposición del ozono (O3) en O2 y O.

A través del tiempo, un solo átomo de cloro puede convertir a O2 hasta 100,000 moléculas de O3. Una sola taza hecha de polietileno contiene mil millones de moléculas de CFC. Aunque este efecto fue dado a conocer en 1,974, se requirió de 15 años de interacción entre la ciencia y los políticos, antes de que los países actuaran empezar a eliminar lentamente los CFC.

Varios compuestos estables que contienen cloro, incluyendo solventes usados ampliamente como el metil-cloroformo (1,1,1-tricloroetano) y el tetracloruro de carbono, también en la estratosfera y destruyen moléculas de ozono. Cuando se usan los extinguidores de incendios, sus compuestos no reactivos halónicos, que contienen bromo, entran al aire y eventualmente llegan a la estratosfera, donde son descompuestos por la radiación UV.

Cada uno de los átomos de bromo destruye cientos de veces más moléculas de ozono, que un solo átomo de cloro. Todos esos compuestos, especialmente los CFC, también son gases de invernadero que contribuyen al calentamiento planetario durante su viaje a través de la troposfera.

En la década de 1,980, los investigadores se sorprendieron de encontrar que hasta 50% del ozono de la alta estratosfera sobre la Antártida, es destruida durante la primavera antártica, desde septiembre hasta mediados de octubre, algo no predicho por los modelos en computadora de la estratosfera.

Durante estos dos meses de 1,987, 1,989 y 1,990, ese colosal agujero en la capa de ozono antártica cubrió un área mayor que la meso continental de Estados Unidos. La disminución de 1,990 fue la más grande registrada. Un nuevo análisis en 1,991, indica que tal pérdida estacional de ozono, ya grave, podría duplicar su tamaño en el 2,001.

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Las mediciones indican que esa gran disminución anual del ozono sobre el Polo Sur, se produce cuando las partículas de agua en las nubes forman minúsculos cristales de hielo conforme entran en grandes corrientes de aire, llamadas vórtices polares, que circulan en los polos durante el verano en el Antártico y el Ártico. La superficie de estos cristales de hielo absorbe los CFC y otras sustancias químicas que disminuyen el ozono. Esto aumenta notablemente la tasa a la cual dichas sustancias químicas destruyen el ozono, y conducen a la drástica caída estacional del ozono sobre el Antártico.

Después de unos dos meses, el vértice se rompe y grandes masas de aire disminuidas en ozono, fluyen hacia el norte y se extienden sobre partes de Australia, Nueva Zelandia y los extremos meridionales de Sudamérica durante unas pocas semanas. En este período, los niveles de radiación ultravioleta en tales áreas pueden aumentar hasta en 20%. En Australia, que tiene la tasa más alta en cáncer de la piel, las estaciones de televisión informan diariamente los niveles de radiación ultravioleta y hacen advertencias para que la gente permanezca en el interior durante esos tiempos de alta irradiación.

Desde 1,988, los científicos han descubierto que un agujero de ozono semejante, pero de menor extensión se forma sobre el Ártico durante los dos meses de la primavera ártica, con una pérdida anual de ozono de 15% a 25%. Cuando este agujero se rompe, masas de aire disminuido en ozono fluyen hacia el sur y cubren partes de Europa y Norteamérica. Esto puede producir pérdidas de ozono de 5% en el invierno sobre gran parte del hemisferio norte.

En 1,998, la Administración Nacional de Aeronáutica y el Espacio (NASA) de EUA, hizo público un estudio que muestra que el promedio de la disminución del ozono estratosférico durante todo el año, ha disminuido hasta en un 3% sobre regiones densamente pobladas de Norteamérica, Europa y Asia, desde 1,969. Al menos que las emisiones de sustancias químicas que rompen el ozono, culmine rápido, los niveles promedio de ozono en la estratosfera podrían caer de 10% a 25% para el año 2,050 o más pronto, con descensos mucho más altos en ciertas áreas.

En 1,990, dos científicos de la ex Unión Soviética dedicados a la tecnología de misiles, advirtieron que los motores de los transbordadores de EUA están contribuyendo a la disminución de la capa de ozono, añadiendo en cada lanzamiento 170 toneladas (187 toneladas inglesas) de moléculas de cloro, destructoras de ozono, a la atmósfera. Los motores de las astronaves hechas en la ex Unión Soviética usan una mezcla de combustible, que es 7,000 veces menos nociva que la utilizada en los motores de los transbordadores estadounidenses. Sin embargo, los aparatos de la ex Unión Soviética todavía destruyen 1,400 toneladas (1,500 toneladas inglesas) de ozono por lanzamiento.

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3.10. Efectos de la disminución del ozono.

A medida que la capa de ozono vaya disminuyendo en la estratosfera, más irradiación ultravioleta, biológicamente nociva llegará a la superficie de la Tierra. Esta forma de radiación de UV daña las moléculas de DNA, y puede causar defectos genéticos en las superficies externas de plantas y animales, incluso en la piel humana. Cada 1% de pérdida del ozono, conduce a un incremento de 2% en la radiación que llega a la superficie terrestre y a un aumento de 5% a 7% en la incidencia de cáncer de la piel, que incluye un 1% de aumento en el melanoma maligno mortal.

La EPA, Agencia de Protección Ambiental, de Estados Unidos, estima que una disminución de 5% de ozono, causaría los siguientes efectos en ese país.

* Un número extra de 170 millones de casos de cáncer de la piel para el año 2,075. Esto incluye un promedio de 2 millones de casos adicionales de cáncer de piel en células básales y en células escamosas, al año, y 30,000 casos adicionales anualmente del melanoma, que es un cáncer de piel mortal, que ahora mata a casi 9,000 estadounidenses cada año.

* Un aumento drástico en los casos de cataratas (una nubosidad de ojo que causa visión borrosa y eventual ceguera), y quemaduras de sol severas en las personas, y cáncer ocular en el ganado.

* La supresión del sistema inmunológico humano, que reduciría nuestras defensas contra una variedad de enfermedades infecciosas, un efecto semejante al del virus del SIDA.

* Costos de atención médica en Estados Unidos por un total de 3,500 millones de dólares.

* Un aumento en quemaduras del ojo por smog fotoquímico, ozono altamente nocivo, y el depósito de ácido en la troposfera. De acuerdo con la EPA, cada disminución del 1% en el ozono estratosférico puede causar un aumento de 2% en el ozono cerca del terreno.

* Disminución de los rendimientos en las cosechas de alimentos como maíz, arroz, soya y trigo.

* Reducción en el crecimiento del fitoplancton oceánico que forma la base de las cadenas y redes alimentarías del océano, y que ayuda a remover el dióxido de carbono de la atmósfera. Especialmente vulnerables es el fitoplancton, sensible a las radiaciones UV, que es la base de la red alimentaría principal en el Antártico.

* Una pérdida de unos dos mil millones al año por la degradación de las pinturas, plásticos y otros materiales poliméricos.

* Calentamiento planetario intensificado por un mayor efecto de invernadero.

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Es un escenario del peor de los casos, las personas no deben exponerse al sol. El ganado debería apacentar sólo por las tardes sin recibir así daño en los ojos. Los agricultores deberían medir en minutos su exposición a los rayos solares.

3.11. PROTECCION DE LA CAPA DE OZONO: Plan de Acción.

Los modelos de los procesos atmosféricos indican que sólo mantener los CFC a los niveles de 1,987, requeriría de una caída inmediata del 85% en las emisiones totales de CFC en todo el mundo. Los analistas creen que el primer paso hacia esta meta debe ser una prohibición mundial inmediata del uso de los CFC en los envases rociadores de aerosoles, y de la producción de artículos de espuma de plástico. Los sustitutos efectivos en costo ya están disponibles para esas aplicaciones. A los talleres de servicio automecánico se les debe exigir reciclar los CFC de los acondicionadores de aire y de los automóviles y, para 1992 debería haber estado prohibida la venta de los envases pequeños de CFC usados por los consumidores para recargar los acondicionadores de aire con fugas.

El siguiente paso sería eliminar, todos los otros usos de los CFC, halones, tetracloruro de carbono (una sustancia altamente tóxica, pero barata) y el metil-cloroformo. Los enfríantes sustitutos en la refrigeración y acondicionamiento del aire probablemente costarán más, pero comparados con el potencial económico y las consecuencias en la salud de la disminución del ozono, tales aumentos en costo serán menores.

Por ejemplo, los costos estimados del daño de liberar los CFC de un solo envase de aerosol pueden llegar a 12,000 dólares. Los costos del daño de los CFC liberados desde un solo acondicionador de aire durante su uso y reparación, son muchas veces esa cifra.

Aunque reciben poca publicidad en comparación con los CFC, los disolventes de amplio uso llamados tetracloruro de carbono y metil- cloroformo (1, 1,1- tricloroetano) se encuentran contribuyen más a los niveles de cloro que amenazan al ozono, que todos, menos dos, de los ocho CFC y halones ahora controlados parcialmente por un tratado internacional. Ahora hay sustitutos disponibles para evitar el uso de estas dos sustancias químicas.

La limpieza basada en el uso de agua puede servir para reemplazar la mayoría de los usos de los CFC, el metil-cloroformo y el tetracloruro de carbono como disolventes limpiadores. Un investigador ha encontrado que las cáscaras de naranja y de otros cítricos contienen aceites llamados terpenos, que pueden ser utilizados para limpiar los tableros de circuitos electrónicos.

Sin embargo, debe estar seguro de que los sustitutos no contribuyen al calentamiento atmosférico o causen efectos nocivos. Hoy en día hay tres tipos principales de sustitutos. Uno consiste en sustancias químicas, no de la familia de los clorofluorocarburos, que pueden ser usados como agentes limpiadores e impelentes. Los otros dos tipos, útiles principalmente como agentes enfriadores para refrigeradores y acondicionadores de aire, son los

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hidroclorofluorocarburos (HCFC) que contienen menos átomos de cloro por molécula que los CFC comunes y los hidrofluorocarburos (HFC), que no contienen átomos de cloro o bromo.

Los HFC y los HCFC se descomponen más rápidamente que los CFC comunes y tienen menores tiempos de vida atmosférica, de 2 a 20 años, dependiendo del compuesto. Pero los HCFC contienen algunos átomos de cloro que destruyen el ozono, y tanto los HFC como los HCFC todavía son gases de invernadero. Sin embargo, su potencialidad de disminución de ozono es sólo 2% a 10% de los CFC, y contribuirían con 90% menos por kilogramo al calentamiento de invernadero que los CFC usados en la actualidad.

Un HCFC, llamado Dynel, está siendo puesto en el mercado por la empresa Du Pont, como un aerosol impelente en rociadores para el cabello, desodorantes, colonias y otros productos.

A veces este uso innecesario de un HCFC se ostenta incorrectamente como “ambientalmente amigable”. Los sustitutos HFC y HCFC pueden ayudar en la transición desde los CFC para usos esenciales como la refrigeración, pero eventualmente estas nuevas sustancias químicas también tendrán que ser prohibidas para detener la disminución del ozono.

3.12. Progreso esperanzador pero inadecuado.

Algún progreso se ha logrado desde el descubrimiento del agujero en el antártico de la capa de ozono. Ese acontecimiento y la presión pública obligaron a los líderes políticos de los países desarrollados a empezar a actuar después de una década de impedir por las grandes compañías y el “arrastre de pies” de los políticos, repetidos llamados para más investigación en vez de acción. Este mismo patrón se está aplicando del calentamiento planetario potencial, el mejoramiento de la eficiencia en energía y la reducción del nivel de la contaminación del aire.

En 1,987, se celebró una reunión de 28 naciones en Montreal, Canadá y elaboraron un tratado, conocido comúnmente como el Protocolo de Montreal, para reducir la producción de los ocho CFC más ampliamente utilizados y nocivos. A principios de 1,990, y a 49 países habían firmado es tratado histórico. Si se lleva al cabo, reducirá las emisiones totales de CFC en la atmósfera en un 35%, entre 1,989 y 2,000. De acuerdo con la EPA, esto evitaría unos 137 millones de casos de cáncer de la piel, 27 millones de muerte por dicho cáncer y 1.2 millones de casos de cataratas. La mayoría de los científicos están de acuerdo en que el tratado es un símbolo importante de la cooperación mundial, pero que no irá lo suficientemente lejos para evitar la disminución significativa de la capa de ozono y el calentamiento de la Tierra. En realidad, en 1,989, una nueva evidencia mostró que ya habíamos destruido tanto ozono como el que los autores del tratado supusieron que se perdería para el 2,050.

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Puesto que algunas de estas sustancias químicas son innecesarias y existen ya suplentes o sustitutos, la mayoría de los científicos piden que se eliminen todos los usos de las sustancias químicas que disminuyen el ozono, para 1,995, como Suecia ha acordado hacer. Los ambientalistas también piden que todos los productos que contienen o requieren CFC, halones u otras sustancias químicas que abaten el ozono, para su manufactura, sean etiquetados de modo que los consumidores pueden decidir conscientemente si usan dichos productos.

En junio de 1,990, los delegados de 93 países que se reunieron en Londres, Gran Bretaña, ampliaron el Protocolo de Montreal y se comprometieron eliminar toda la producción de CFC y halones para el año 2,000, si hay sustitutos disponibles para ellos. También están de acuerdo en la necesidad de eliminar o reducir el uso de otras sustancias que disminuyen el ozono, como tetracloruro de carbono, metil-cloroformo y los HCFC que se usan ahora como sustitutos de algunos CFC, pero no establecieron lineamientos para dichas acciones.

Según la EPA, las concentraciones totales del cloro de estas sustancias químicas destructoras del ozono en la estratosfera, podrían duplicarse o, triplicarse en el siguiente siglo, aun si los CFC son eliminados por completo. Incluso si todas las sustancias que disminuyen el ozono fueran prohibidas mañana, se necesitarían unos 100 años para que el planeta se recuperara de la reducción actual del ozono, y de la que provendrá de los que ya están en la atmósfera. La cuestión clave es si los países desarrollados y los que están en vías de desarrollo pueden convenir en sacrificar la ganancia económica a corto plazo, eliminando el uso de todas las sustancias químicas que disminuyen el ozono, dentro de la siguiente década a fin de proteger la vida sobre la Tierra en las próximas décadas.

Tal vez los retos planteados por el calentamiento planetario y la disminución del ozono, puedan ser un catalizador para la conciencia mundial de la necesidad urgente de actuar con seriedad acerca del sostenimiento de la Tierra, y aprender cómo tratar los problemas a largo plazo que se generan lenta e invisiblemente, hasta que exceden los niveles de umbral. Esperemos así y comencemos por reducir radicalmente nuestros impactos personales sobre la capa de ozono.

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IV. EL SOL

Es el centro de nuestro sistema planetario. De la inmensa cantidad de energía que emite el sol, en todas direcciones, solamente una pequeñísima fracción llega a la Tierra, y ésta constituye la única fuente de energía disponible para las manifestaciones de la mayor parte de los fenómenos físicos y químicos que tienen lugar en el sistema Tierra - atmósfera.

Figura 1. El ángulo de incidencia de los rayos solares determina la intensidad de insolación, la energía de los rayos A se concentra en un cuadrado a, pero la misma

energía de los rayos oblicuos de B se extiende sobre un rectángulo b.

El Sol emite energía radiante, tanto corpuscular como electromagnética, procedente de las reacciones nucleares que tienen lugar en el seno de su masa. La radiación sub atómica o corpuscular, no alcanza la superficie terrestre porque es desviada por el campo electromagnético terrestre, por lo tanto, la única forma de energía que llega a la Tierra es la ondulatoria o electromagnética.

4.1 Estructura del Sol

El Sol es el centro del Universo, una estrella relativamente pequeña, tiene un diámetro de aproximadamente 1’384,000 Km. (109 veces más el diámetro de la tierra.)

Su masa es de 2,400 cuatrillones de toneladas. (331, 950 veces la masa de la tierra)

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Densidad: 1.4 g/cm3, en el centro es de más 100 g/cm3, mayor que la de cualquier sólido a presiones del orden de las que pueden obtenerse en la superficie de la tierra.

Sin embargo debido a su elevada temperatura, se trata de una inmensa esfera gaseosa. La masa del Sol representa el 99.86 % del sistema planetario solar, constituido por:

70% de hidrógeno 28% de helio y 2 % de átomos más pesados

Una comparación relativa entre el Sol y la Tierra, es la de una esfera de 4 m. de diámetro, contra una pelota de tenis.

La fuerza de gravedad en su superficie, es 27.9 veces la gravedad terrestre. Esa fuerza de gravedad actúa como una fuerza centrípeta dirigida al centro del sol, y es la que obliga a girar a la tierra y a los demás planetas en una órbita elíptica, alrededor del mismo.

En el núcleo del sol, por efecto de la enorme fuerza de gravedad, actúa una presión de 200 mil millones de atmósferas, determinando una temperatura del orden de 16,000.000 ºK, la misma que disminuye rápidamente hacia la periferia, llegando en la fotosfera a 6,000 °K.

En efecto para contrabalancear las fuerzas de gravitación, la presión y la temperatura en el interior del sol deben ser muy elevadas. En esas condiciones, no pueden existir los cuerpos sólidos o líquidos, sólo pueden subsistir los gases y a una temperatura tal que se hallan ionizados.

En el Sol, la temperatura y presión decrecen desde el centro hacia la superficie, en el centro el hidrógeno se transforma en helio por función nuclear, la energía liberada es transmitida por radiación en una larga zona. La superficie visible del Sol es la fotosfera, es la parte donde se observan las manchas solares, la capa siguiente tiene un color rosado y se denomina cromosfera, más adelante se extiende la corona y luego el viento solar.

4.2 Emisión de Radiación

La enorme temperatura y presión que predominan en el centro de la masa solar, hace que los átomos de hidrógeno se fusionen y den origen a átomos de helio, con la consiguiente liberación de grandes cantidades de energía nuclear, cuya reacción puede expresarse de la siguiente manera:

8H ------ He + + + L

donde:

H = hidrógenoHe = helio = radiación alfa, formado por un núcleo de He. = radiación beta, formado por electrones.

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L = representa la radiación electromagnética.

Las emisiones de partículas forman la llamada radiación corpuscular, que no llegan a la superficie terrestre.

La energía rodeada por un punto del interior del sol, es absorbida a poca distancia y vuelve a ser emitida pero con cierto retraso, a una temperatura inferior. Este modo de fluir la energía del interior a la superficie, se conoce con el nombre de transporte radiactivo. Cuando en un punto de la estrella se genera una cantidad de energía, se eleva la temperatura disminuye la densidad, tienden a formarse burbujas calientes al ser menos densas suben transportando calor, este es el transporte convectivo de energía.

La radiación y la convección, son los principales modos de conducción de energía en los fluidos (gases y líquidos). La conducción, que es el modo de transmisión en los sólidos, es poco efectiva en el Sol y en otros gases.

La gravitación, tiende a hundir la masa del gas y formar una esfera cada vez más densa y más pequeña; pero el gas se calienta al contraerse, con lo que aumenta su presión la que se opone a la contracción y tiende a frenarla, cuya acción depende de la densidad y de la temperatura y aumenta como ella a medida que nos aproximamos a la estrella.

Una determinada distribución de presiones es necesaria para asegurar el equilibrio hidrostático que requiere, a su vez, un adecuado reparto de temperaturas. Pero el Sol emite energía desde su superficie al espacio exterior y por tanto tiende a enfriarse. Para compensar la pérdida es necesario que se genere más energía en le interior.

Al principio de su vida de toda estrella como el Sol, sólo dispone de energía gravitatoria y se contrae cada vez más, al mismo tiempo, la temperatura y la presión aumentan a medida que disminuye el radio y se inicia la generación de energía termonuclear y la contracción se detiene, manteniendo constante la temperatura del interior al menos hasta que su abundancia inicial se ha reducido considerablemente.

La contracción de la gravedad es tanto más rápida cuanto mayor es la masa. Para una estrella como el Sol, dura unos 15 millones de años. Las estrellas de mayor masa son más luminosas y azules, las de masas menores son más débiles y rojizas, la luminosidad de cada estrella es aproximadamente proporcional al cubo de su masa. La estrella permanece en esta secuencia principal mientras dura la combustión de hidrógeno en su zona central, es esta la fase más larga de su vida. El Sol, que se encuentra actualmente en ella durará en total unos 5 mil millones de años.

La energía que el Sol emite desde su superficie tiene una potencia de 3.9x1023 Kw., irradiada en todas partes del espacio sideral; la fracción que se dirige hacia la tierra, a una distancia media de 150 millones de Km. representa aproximadamente la 0.5 millonésima parte, es decir 1.78 x 1014 Kw.

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Esta potencia, en una superficie perpendicular a los rayos solares, en un metro cuadrado, es de 1,353 w, cantidad denominada constante solar, para mantener esta enorme potencia, el Sol consume cerca de 4 millones de toneladas de H por segundo.

4.3 Viento Solar

Son las erupciones solares que producen una emisión de cierta parte de una masa solar en forma de nubes de protones y electrones que se expelen al espacio a una velocidad de 1,600 Km/seg. Llegando a la tierra en 1 a 2 días, poniéndose en contacto primero con el campo electromagnético terrestre, a 80,000 Km., de altura, produciéndose un aplastamiento de dicho campo, esta nube plasmática se orienta según las líneas de fuerza, en dirección de los polos, oscilando en una órbita elíptica formando un cinturón denominado Banda de Van Callen; de esta manera la radiación corpuscular no llega a la tierra.

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*************************V. LA TIERRA

Es uno de los planetas del sistema solar, contribuye a las manifestaciones del tiempo atmosférico y el clima a través de:

Su forma Movimiento de rotación Movimiento de traslación Inclinación del eje de rotación Accidentes geográficos

5.1. Forma de la Tierra

Tiene la forma esférica, pero como consecuencia del movimiento de rotación, presenta un ensanchamiento en el Ecuador, por lo que se le denomina Geoide. Sus dimensiones son:

Radio medio : 6,367.65 KmRadio Ecuatorial : 6,378.39 KmRadio polar : 6,356.91 Km

Figuras 2 y 3. Dimensiones de los diámetros polar y ecuatorial de la tierra; y el círculo máximo y círculo menor

Para un radio de 6,370 Km, la superficie de la tierra es aproximadamente 510 millones de km2.

Volumen : 1,083 x 1012 km3Masa : 6.6 x 1021 toneladas Densidad : 5.5 veces la del agua.

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Solamente el 29% de la superficie es Tierra firme (litosfera) y el 71% está cubierta de mares y océanos (hidrosfera).

Figura 4. Los hemisferios norte y sur. Contraste en la distribución de tierras y océanos.

El 40% de la superficie del Hemisferio Norte esta cubierta de continentes mientras que en el Hemisferio Sur solamente el 17%.

Como el tamaño del Sol es mucho más veces mayor que el de la tierra; los rayos solares que llegan a la superficie terrestre son prácticamente paralelos. Lo denso del flujo de la radiación solar es máximo solamente en aquellos lugares donde la radiación incide en forma perpendicular, es decir básicamente en la zona ecuatorial, disminuyendo progresivamente en dirección hacia los polos, llegando a cero en los puntos tangenciales.

La latitud es el primer factor que debe tenerse en cuenta en al determinación de las características climáticas de una región, puesto que de ella depende la cantidad y la duración de la incidencia de la energía solar.

5.2. Movimiento de Rotación:

Es el movimiento que realiza la tierra alrededor de su propio eje, de oeste a este, en un período de 23 horas 56 minutos y 4.1 segundos, determinando la sucesión de los días y noches.

Durante este movimiento la Tierra mantiene una velocidad constante, en cada latitud (velocidad angular) siendo en cambio variable la velocidad lineal. En efecto, en el polo la velocidad lineal es cero y adquiere valores crecientes a medida que nos aproximamos al Ecuador, donde la velocidad lineal es aproximadamente 1,670 Km/hora.

Gracias al movimiento de rotación se produce la sucesión de los días y las noches y, la tierra expone gradualmente su superficie a la acción de

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radiación solar, determinando, al mismo tiempo una variación diaria de temperatura, humedad del aire y de otros elementos.

Figura 5. Sentidos de rotación y traslación de la tierra

Debido a este movimiento se produce también el efecto de coriolis, que tiene relación con el movimiento libre de un cuerpo que se mueve en la superficie de la tierra, el que tiene la tendencia de desviarse hacia la derecha de su trayectoria rectilínea en le hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Esto sucede con cualquier tipo de movimiento.

La latitud y el efecto de coriolis, determinan las características de la circulación general de la atmósfera.

5.3. Movimiento de Traslación:

Es el que realiza la tierra alrededor del sol, en un período de 365 días, 09 minutos y 11 segundos, describiendo una órbita elíptica en la que el sol ocupa uno de los focos.

Distancia media sol – tierra : 149.6 millones de Km Perihelio (3 de enero) : 147.1 “ Afelio (4 de julio) :152.1 “

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Figura 6. La órbita de la tierra y las estaciones

La tierra se mueve a lo largo de su órbita a una velocidad aproximada de 30 m/s. Como resultado de este movimiento, la tierra unas veces está más cerca del sol (perihelio) recibiendo 6% más de radiación que cuando se encuentra más distante (afelio).

5.4. Inclinación del eje de la tierra

El eje de rotación de la tierra es la línea imaginaria, que partiendo del polo sur, pasa por el centro de la tierra hacia el polo norte, y se proyecta imaginariamente hacia la esfera celeste, apuntando a la estrella polar, en la osa mayor. Este eje no es perpendicular al plano de la elíptica, sino que presenta una inclinación de 23º 27’ cuyo valor se mantiene durante el movimiento de traslación en torno al Sol, permitiendo que en una época sea uno de los hemisferios el que está orientado el sol mientras que el otro recibe menor cantidad de radiación solar, contribuyendo a las manifestaciones de las estaciones del año.

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Figura 7. En cualquier época del año, el eje de la tierra mantiene una inclinación de 661/2º con respecto al plano de la eclíptica

5.5. Estaciones del año

Resultan de la interacción del movimiento de rotación de la tierra y de la inclinación del eje de rotación, pues a consecuencia de ello existe, alternativamente, un período durante el cual el hemisferio norte está orientando hacia el sol, recibiendo mayor cantidad de flujo de radiación (verano) mientras que el hemisferio sur se encuentra orientado al lado opuesto, recibiendo menos radiación solar (invierno).

En la figura 8, cuando la tierra se encuentra en la posición A, el día 21 ó 22 de diciembre, los rayos solares son perpendiculares en el trópico de Capricornio, a 23º 27’de latitud sur y de invierno para el hemisferio norte. En el hemisferio sur el día es más largo que la noche, el polo se encuentra completamente iluminado durante las 24 horas del día, en cambio en el hemisferio norte sucede todo lo contrario.

Seis meses después, es decir, el 21 o 22 de junio la tierra se encuentra en la posición B, los rayos solares son verticales en el paralelo 23º 27’de latitud norte (trópico de cáncer), constituye el solsticio de verano para el hemisferio norte, y de invierno para el hemisferio sur, pues el hemisferio norte está orientado hacia el sol, la intensidad del flujo de radiación solar es mayor, los días son más largos que las noches, el sol irradia las 24 horas en el polo. En el hemisferio sur ocurre todo lo contrario.

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Período Hemisferio norte

Hemisferio sur

Duración

22 Dic.- 21Nov Invierno Verano 90 días21 Mar.- 22Jun Primavera Otoño 93 "22 Jun.- 23Set Verano Invierno 93 "23 Set.- 22Dic Otoño Primavera 90 "

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Tres meses después que la tierra se encontraba en la posición A, se encuentra en la posición C, esto es el 21 de marzo. Los rayos solares son perpendiculares en el Ecuador, ambos hemisferios, norte y sur reciben igual cantidad de energía solar, a esta posición se denomina equinoccio de primavera para el hemisferio norte y de otoño para el hemisferio sur.

En el hemisferio los días comienzan a tener una duración mayor de 12 horas y noches más cortas, amanece en el polo norte y anochece en el hemisferio sur.

Finalmente cuando la tierra se encuentra en la posición D, el 23 de septiembre, los rayos solares son perpendiculares otra vez en el Ecuador, se tiene entonces el equinoccio de primavera para el hemisferio sur y de otoño en el hemisferio norte.

Figura 8. Las estaciones tienen lugar debido a que el eje inclinado de la tierra mantiene una orientación constante en el espacio mientras la tierra gira alrededor del Sol.

5.5. Período de duración de las estaciones del año

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Las estaciones del año fueron definidas en los países templados, teniendo su inicio en los solsticios y en los equinoccios.

Figura 9. Condiciones de los solsticios.

En estas regiones, la relación entre la energía máxima en el solsticio de verano y la mínima en el de invierno es muy grande, la primera con gran actividad vegetativa y la segunda, con ausencia de vegetación. Este efecto comienza a sentirse con mayor intensidad a partir de los 40º de latitud en dirección a los polos.

5.7. Accidentes Geográficos y Factores Locales

Entre los accidentes geográficos y los factores locales que juegan un papel importante en las características del tiempo y el clima, se tiene:

* La altitud y el relieve.* La distancia al mar.* Las corrientes marinas.* La vegetación.* Las características físico químicas del suelo, entre otras.

a. Altitud y Relieve.

La altura sobre el nivel del mar o altitud ejerce una acción más considerable sobre el clima, en muchos aspectos es parecida al aumento de latitud, con la altura se produce una disminución progresiva del espesor y la densidad de la capa de aire, presión, concentración de vapor de agua, con la consiguiente disminución de la absorción de la radiación solar y temperatura media, sin embargo se incrementa la oscilación en la temperatura diaria, los valles presentan a menudo inversiones de temperatura, si los niveles lo permiten, conducen a la incidencia de heladas, donde las laderas están

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exentas por estar drenadas del aire frío, las montañas constituyen además, líneas divisorias de zonas climáticas, debido a que interfieren el libre curso de las masas de aire.

En resumen, el relieve determina una gran variabilidad de condiciones climáticas que dificultan su análisis e interpretación. Al clima resultante se denomina clima de montaña.

b. Distancia al mar.

La distancia al mar, en el sentido predominante de los vientos, constituye otro de los factores más importantes en la determinación de las características climatológicas de una región.

Como el agua tiene mayor capacidad térmica que el suelo, mantiene menos variable su temperatura, jugando un rol importante en la regulación térmica del aire. Cuando el viento se desplaza del mar hacia el continente, transporta masas de aire húmedo, sin embargo a medida que avanza, se va condensando y precipitando, de manera tal que el aire en el interior de los continentes tiene menor contenido de vapor de agua y menos precipitaciones.

Según la distancia al mar, se distinguen dos tipos climáticos: marítimos y continentales.

Figura 10. Corte esquemático norte sur del océano mundial, mostrando como la capa superficial del agua caliente desaparece en las latitudes árticas, donde la capa de agua

muy fría alcanza la superficie.

c. Corrientes Marinas.

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Representan un vasto desplazamiento de masas de agua, de este a oeste en la zona ecuatorial, compensado por un movimiento inverso en las zonas templadas, completándose la circulación por un movimiento hacia los polos en los bordes occidentales de los océanos y en dirección al Ecuador en los bordes orientales.

El agua caliente es menos densa que el agua fría, por lo tanto flota en la superficie, influenciando sobre la presión atmosférica. Cuando el viento sopla del mar hacia la tierra 11eva agua caliente, incrementando la humedad y la temperatura, la presión disminuye favoreciendo la convección y las precipitaciones.

Por el contrario cuando el viento sopla del continente hacia el mar, la superficie soleada del agua es arrastrada mar adentro, y es sustituida por el agua que aflora de las profundidades con temperatura más bajas, dando origen a las corrientes frías, disminuyendo la temperatura del aire la evaporación y la convección, por consiguiente hay menor posibilidad de precipitación. El resultado es que, en las bajas latitudes hay un calentamiento de las costas occidentales. Sin embargo, estos efectos son ampliamente modificados por la forma de los litorales y por la extensión de los mares.

d. Vegetación.

El clima es el principal determinante del tipo de suelo y vegetación de una región. En los lugares donde la temperatura y el agua son adecuadas, la vegetación es tipo arbórea, donde hay deficiencia de agua en condiciones adecuada de temperatura, la vegetación es tipo desértica, mientras que, cuando hay deficiencia térmica, con buenas condiciones de humedad, la vegetación es herbácea.

La vegetación intercepta la radiación entrante y saliente, disminuyendo la disminución de la temperatura y la acción de los vientos, e incrementa el contenido de vapor de agua. Sin embargo, la vegetación actúa de una forma muy patética sobre el clima, así, la densa vegetación tropical, a través de la evapotranspiración, aumenta la humedad atmosférica y facilita las lluvias.

e. Suelo.

Las propiedades físicas y químicas de los suelos juegan un papel muy importante en la caracterización de los climas locales y microclimas. Los suelos arenosos tienen una menor capacidad térmica y una mayor transmisibilidad que los suelos arcillosos incrementando la oscilación de la temperatura, los suelos claros tienen mayor capacidad de irradiación que en los oscuros, estos últimos tienen una mayor capacidad de absorción del calor, por tanto la temperatura se eleva rápidamente, los suelos orgánicos poseen mayor capacidad de espacio poroso por lo que transmiten menor el calor, los suelos húmedos amortiguan más las variaciones de temperatura que los suelos secos.

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***************************VI. LA ATMÓSFERA

La tierra no se encuentra expuesta directamente a los rayos solares, sino que está protegida o envuelta por una capa gaseosa denominada atmósfera o aire, la misma que está constituida por una mezcla de gases, es incolora, inodora e insípida, y está sometida a fuertes influencias térmicas, por lo que es muy móvil, elástica, turbulenta y compresible. Puede ser considerado como un gas ideal; es decir puede caracterizarse a través de la presión, densidad y temperatura.

6.1. Composición del aire seco.

En virtud de las cantidades variables de agua que contiene el aire, para una mejor interpretación de su composición, se considera una atmósfera seca, cuya proporción de mezcla de los principales constituyentes gaseosos permanece prácticamente constante, hasta una altura de aproximadamente 80 km. Esto indica que debe existir una mezcla vertical en gran escala, lo suficientemente alta como para contrarrestar la tendencia de los gases con sus respectivos pesos moleculares (separación por difusión). A esta región uniforme se conoce con el nombre de homocerca.

CUADRO 1. Composición porcentual del aire seco

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GAS PESO VOLUMEN P. MOLECULARComponentes mayoresNitrógeno 7,552 78,084 28,016Oxígeno 23,015 20,946 32,00Argón 1,280 0,934 39,914Bióxido de Carbono 0,05 0,033 39,944Sub total 31,897 99,997 139,874Componentes menoresNeón 0.0018Helio 0.00052Metano 0.00015Kriptón 0.0001Hidrógeno 0.00005Oxido nitroso 0.00002Monóxido de carbono

0.00001

Xenón 0.000008Ozono. 0.000002Amoniaco 0.0000006Óxido de nitrógeno 0.0000001Oxido nítrico 0.00000006Óxido de azufre 0.00000002Sulfuro de hidrógeno 0.00000002

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El peso total de la atmósfera es de aproximadamente 5.6 x 1015

toneladas, más del 99.999%, de este total se encuentra dentro de los primeros kilómetros de altitud.

A causa de esta enorme masa, incluso los componentes traza se hallan en cantidades totales relativamente grandes; por ejemplo, el ozono está presente en una proporción de sólo 2x10-8 por ciento, asciende a 190 millones de tonelada; el nitrógeno se encuentra en el orden de 4,220 billones de toneladas.

Como se puede observar en el Cuadro anterior, la atmósfera está constituida básicamente por cuatro elementos y solamente el 0.003% restante está formado por una gama de sustancias como el ozono, hidrógeno, kriptón , xenón, radón, helio, yodo, metano y otras sustancias sólidas, líquidas o gaseosas denominadas aerosoles producidas por las erupciones volcánicas y por las actividades domésticas e industriales. Algunas de estas sustancias son muy tóxicas, como el anhídrido sulfúrico, amoniaco, ácidos del azufre y del nitrógeno, monóxido de carbono y otros.

6.2. Sustancias variables en la atmósfera.

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Figura 11. Propiedades de los gases, líquidos y sólidos.

Las sustancias que se presentan en una concentración constante en la atmósfera tienen poca importancia en las manifestaciones del tiempo y el clima. En cambio aquellas que se encuentran en proporciones variables como el vapor de agua, el bióxido de carbono y el ozono, tienen un efecto muy significativo.

a. Vapor de agua.

El agua en la atmósfera se encuentra en sus tres estados: sólido, líquido y gaseoso. El vapor de agua está presente en proporciones muy variables, pero se halla concentrado principalmente en los 10 primeros kilómetros. Cerca del suelo, en lugares cálidos y húmedos puede llegar hasta 4% en volumen y 3% en peso, en otros casos se presenta en forma muy escasa, como en la atmósfera de los desiertos.

La presencia variable del agua en la atmósfera determina que unos días sean despejados, otros parcialmente nublados y a veces totalmente nublados, otras veces con lluvia, permitiendo el ingreso de cantidades variables de radiación solar, con variaciones de temperatura, presión, vientos, evaporación, etc. determinando que el tiempo sea como es, variable.

En muchos procesos físicos el vapor de agua se comporta de forma semejante a los otros gases atmosféricos, aunque posee propiedades especiales; así por ejemplo tiene una gran capacidad de absorción de energía térmica tanto de la que proviene directamente del Sol, cuanto la que sale de la superficie terrestre, elevando la temperatura del aire. Además cambia frecuentemente de su estado, pasando a líquido o sólido.

El vapor de agua es menos denso que el aire seco, por eso se eleva fácilmente en la atmósfera a través de la evaporación, posteriormente pasar a líquido o sólido formando nubes o nieblas y luego retornar a la superficie terrestre como llovizna, lluvia nieve, granizo, etc. Algunas veces el cambio de estado ocurre en la misma superficie terrestre dando por resultado la formación de rocío y escarcha.

b. Dióxido de carbono.

El dióxido de carbono está presente en la atmósfera en concentraciones de aproximadamente 0.03% en volumen, cuya proporción disminuye ligeramente con la altura debido a que es un poco más denso que el aire. No obstante pueden tener lugar variaciones locales de la concentración en la atmósfera inferior, causadas por procesos tales como la respiración, combustión, absorción y liberación de gases por los océanos y por la actividad volcánica. Las concentraciones mayores se encuentran sobre las ciudades con gran actividad industrial.

El CO2, en concentraciones altas, es tóxico para el hombre y los animales, sin embargo, constituyen una sustancia básica para los vegetales, puesto que conforma la materia prima para la síntesis de materia orgánica.

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El dióxido de carbono se disocia por acción de la radiación solar de longitud de onda menor que 0.169 um.

CO2---------------CO + O

El dióxido de carbono desempeña un papel importante en los procesos determinantes del balance del calor del sistema tierra – atmósfera, absorbe débilmente la radiación terrestre en una banda centrada en la longitud de onda de 10 um. y fuertemente en bandas de 4.3 um y 15 um. Se presta especial atención a tales efectos puesto que es evidente que la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera se incrementa paulatinamente, como consecuencia de la combustión de grandes cantidades de combustibles fósiles (petróleo, gas natural, carbón).

c. El Ozono.

El ozono (O3), es un estado alotrópico del oxígeno, se forma por la fotodisociación del oxígeno diatómico, en las capas altas de la atmósfera.

Las radiaciones solar de longitud de onda menor a 0.2 um tiene la propiedad de disociar moléculas del aire, entre ellas, las de oxígeno transformándolas en oxígeno atómico libre que está provisto de gran cantidad de energía cinética.

El oxígeno atómico predomina a una altura de 80 Km. desde donde se distribuye tanto hacia arriba como hacia abajo, en el interior de la atmósfera. Los átomos que se dirigen hacia abajo reaccionan con el oxígeno molecular y dan origen a una molécula triatómica:

O2 + Rad. UV --------------------- O + OO + O2 ---------------------------- O3

El ozono se encuentra concentrado mayormente entre los 20 y 30 km. de altura y tiene la propiedad de absorber radiación solar de onda corta, menor de 0.3 um disociándose en O2 y en oxígeno atómico. Este proceso se repite continuamente; es decir, existe un proceso natural de formación y destrucción de ozono, absorbiendo la radiación de onda corta menor de 0.3um.

Muchas sustancias, especialmente las cloronitrogenadas, reaccionan fácilmente con el ozono y liberan el oxígeno en forma diatómica, actuando como sustancias catalíticas en la destrucción de ozono, hecho que constituye un problema mundial preocupante para la salud humana, puesto que, como dijimos anteriormente el ozono es un filtro que impide el ingreso de radiación ultravioleta letal menor que 0.3um.

El ozono se forma también por ciertos procesos fotoeléctricos cerca de la superficie, sin embargo concentraciones altas de esta sustancia son tóxicas para los seres vivos. En las plantas pueden producir quemaduras y reducir la eficiencia de la fotosíntesis.

d. Aerosoles.

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Se denomina aerosoles a las sustancias de partículas sólidas y gotitas líquidas en el aire, las que están presentes en cantidades relativamente grandes; tienen un radio efectivo entre 0.005 y 20um; su concentración varía en el tiempo y en el espacio en varias órdenes de magnitud; por ejemplo, en el aire normal puede haber aproximadamente 6,000 partículas por centímetros cúbico pudiendo llegar a 2’700,000 en el aire contaminado.

Los aerosoles desempeñan un papel muy importante en la formación de las nubes, pues constituyen los núcleos de condensación y de congelación. También intervienen en las reacciones químicas y en los procesos eléctricos en la atmósfera. Las concentraciones grandes pueden llegar a ser peligrosas para la salud, los procesos de combustión son también fuentes importantes de aerosoles. Los componentes volátiles de los combustibles pueden evaporarse mientras que otras partes se desmenuzan mecánicamente.

Los aerosoles se dividen en tres categorías:

- Núcleos de Aitken : 0,1 um- Núcleos grandes : 0,1 – 1,0 um- Núcleos gigantes : >1,0 um

Los núcleos de Aitken pueden ser sólidos o líquidos y pueden originarse a partir de materiales naturales e industriales. Debido a su pequeño tamaño por lo general no constituyen una fuente importante de núcleos de condensación para la formación de las nubes. Los núcleos higroscópicos de este tamaño son bastante numerosos y poseen masa suficiente como para explicar el desarrollo de casi todas las gotitas que se hallan en las nubes.

e. Gases interplanetarios.

El espacio entre los planetas no es un vacío perfecto sino que se encuentra ocupado por protones, neutrones y otras partículas sub atómicas, que resultan de la emisión de los cuerpos celestes incandescentes; a estas sustancias se denominan gases interplanetarios, radiación cósmica o plasma, la atmósfera terrestre se prolonga en el espacio hasta entremezclarse con estos gases.

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Figura 12. Gases que componen la baja atmósfera. Las figuras indican el porcentaje de volumen.

6.3. División vertical de la atmósfera

Teniendo en cuenta que las propiedades físicas y químicas de la atmósfera varían con la altura, para facilitar su estudio, se la divide generalmente en capas concéntricas cuyas características y nomenclatura varía de acuerdo a la finalidad de su estudio; así por ejemplo se la puede dividir en función de su composición o de sus propiedades físicas.

Convencionalmente, en meteorología se considera una atmósfera tipo que representa las características esenciales de temperatura y presión. De acuerdo a estos criterios se distinguen cuatro capas fundamentales: troposfera, estratosfera, mesosfera y exosfera.

a. Troposfera.

Es la capa inferior de la atmósfera, su altura varía con la estación del año y con la latitud, en término medio es de 8 Km. en los polos, 11 Km. en las latitudes medias y 18 Km. en el ecuador. Constituye la capa más densa, en ella se encuentra más del 90% de la masa atmosférica, todo el vapor de agua, aquí se producen casi la totalidad de los fenómenos meteorológicos.

En el orden térmico se caracteriza por la disminución progresiva de la temperatura, la misma que tienen lugar a razón de 6.5 ºC por cada 1,000 m. aunque, en ciertas circunstancias, este gradiente térmico puede ser menor o invertirse, constituyendo las zonas de inversión térmica.

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Figura 13. Estructura de la temperatura de la atmósfera.

El límite exterior se denomina tropopausa aquí a temperatura es del orden de –50 ºC, marcando el fin de los movimientos verticales del aire no es continua, sino que presenta en las latitudes medias, unas interrupciones por donde se produce un intercambio de masa formando las denominadas corrientes de chorro.

b. Estratosfera

Se extiende desde la tropopausa hasta 50 km en la estratopausa, es virtualmente despejada por carecer de vapor de agua, desaparecen los movimientos verticales y predominan los horizontales. Entre los 20 y 30 km. La temperatura permanece más o menos constante formando una capa isotérmica, luego aumenta rápidamente hasta llegar a la estratopausa.

c. Mesosfera.

Es la tercera capa atmosférica, comienza en la estratopausa y se extiende hasta más o menos 80 km. de altitud, la temperatura disminuye progresivamente como consecuencia de la ionización. Marca el límite de lo que se puede llamar atmósfera homogénea.

d. Exosfera.

Es la capa de la atmósfera que se extiende sobre la mesopausa hasta confundirse con los gases interplanetarios. La temperatura aumenta progresivamente debido a la ionización.

a. Ionosfera.

La ionosfera es la región de la atmósfera donde la ionización es más persistente, se presenta en forma de capas concéntricas, las mismas que juegan un papel muy importante en las telecomunicaciones. Así por ejemplo las emisoras de radio de onda media emiten ondas que son reflejadas en la capa Kennelly–Heaviside o capa E. que se encuentra entre 90 y 135 km. Entre los 150 y 220 Km, se encuentra la capa F o de Appleton que tiene la propiedad de reflejar las ondas corta. Ninguna de las capas antes mencionadas puede reflejar las emisiones de onda ultracorta, por lo tanto atraviesan libremente y salen de la atmósfera terrestre. Estas longitudes de onda son utilizadas para las comunicaciones vía satélite y con las astronaves alejadas de la tierra.

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*******************************VII. COORDENADAS GEOGRÁFICAS Y CELESTES

7.1. Coordenadas geográficas.

Para definir la posición de un punto en la superficie terrestre se requieren tres dimensiones referenciales denominadas coordenadas que son: longitud, latitud y altitud.

a. Longitud y meridianos.

Los meridianos son semicírculos que se orientan desde el polo norte al polo sur, dos meridianos que pasen por los polos, dividen al globo terrestre en dos hemisferios iguales. Convencionalmente existe un meridiano de referencia o Meridiano Principal que pasa por la estación geodésica de Greenwich, cerca de Londres en Inglaterra, dividiendo a la Tierra en dos hemisferios: este y oeste. Como por cada punto de la superficie se puede trazar un meridiano, todos ellos formando un plano con el eje de rotación, entonces cada uno forma un diedro con el plano del Meridiano Principal. A este ángulo se denomina longitud geográfica.

Figura 14. La longitud y la latitud se miden sobre arcos de paralelos y meridianos respectivamente. El punto P está a 50º de latitud N y a 60º de longitud W.

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Se puede decir que la longitud geográfica es la distancia angular entre un punto de la superficie terrestre y el Meridiano Principal o de Greenwich, se extiende de 0 a 180º al este y de 0 a 180º al oeste.

b. Latitud y paralelos.

A la circunferencia mayor que divide a la Tierra en dos hemisferios iguales, norte y sur, se denomina ecuador terrestre o línea ecuatorial. El círculo o plano ecuatorial con el eje de rotación forman un ángulo de 90º. La línea que une un punto cualquiera de la superficie terrestre con el centro de la Tierra forma un ángulo con el plano ecuatorial, denominado ángulo latitudinal o latitud.

Es decir la latitud es la distancia angular entre un punto de la superficie terrestre y el plano ecuatorial se extiende de 0º a 90º en el hemisferio norte y de 0º a 90º en el hemisferio sur. Se denomina paralelo a cualquier círculo formado por los puntos de la superficie terrestre que tienen un mismo ángulo latitudinal.

El paralelo formado por los puntos de la superficie terrestre ubicados a 23º 27’ norte recibe el nombre de Trópico de Cáncer y el que está a 23º 27’ sur se denomina Trópico de Capricornio; y los círculos ubicados a 66º 33’ N y S se denominan Círculos Polares.

c. Ecuación del tiempo.

El tiempo solar está basado en el movimiento de rotación de la Tierra alrededor de su eje y en el movimiento de traslación alrededor del Sol.

Un día solar es el intervalo de tiempo (no necesariamente 24 horas) que el Sol necesita para completar un ciclo sobre un observador estacionario en la Tierra. El día solar varía en duración a lo largo del año, ocasionado por dos factores: 1) la Tierra recorre áreas desiguales en el plano de la eclíptica en el movimiento de traslación, y 2) el eje de rotación de la Tierra está inclinado con respecto al plano de la eclíptica.

Esto significa que si un observador se encuentra en el Ecuador coloca un reloj de precisión, a las 12 meridiano, cuando el Sol está directamente en el meridiano local, después de un mes, por ejemplo, observa que cuando son las 12 horas en el reloj, el Sol no se encuentra exactamente en el meridiano local. La discrepancia es como máximo 16 minutos. Esta discrepancia es llamada ecuación del tiempo y es medida con relación a una revolución perfectamente uniforme. Según Spencer (1950), la siguiente sería de la ecuación del tiempo en minutos.

Et = (0.000075 + 0.001868 cos - 0.032077 sen - 0.014615 Cos 2 - 0.04089 sen 2 ) (229.18) Ec.

En esta ecuación el primer término entre paréntesis representa la Et. En radianes y el multiplicando 229.18, convierte en minutos, siendo el ángulo diario, que es una función del día del año (J).

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Curso Climatología Básica 60

R = 2 (J – 1)/365 El máximo error con esta serie es de 0.0025 rad. equivalente a 35 segundos.

d. Hora internacional y estándar.

Cuando el Sol se encuentra irradiando perpendicularmente en el Meridiano Principal se dice que son las 12 horas del horario internacional o GMT (Greenwich midle time), es decir en todo el mundo son las 12 GMT.

La hora estándar es la correspondiente al meridiano estándar designado para esa localidad, que generalmente es un múltiplo de 15 a fin de obtener diferencias en horas completas, con relación al horario internacional y facilitar el intercambio de información.

e. Tiempo solar verdadero.

Los datos de radiación solar son determinados en términos de tiempo local aparente (TLA) denominado tiempo solar verdadero (TSV). Por otro lado algunos datos meteorológicos como la temperatura y velocidad de viento son registrados frecuentemente en términos de hora local (HL), por tanto en muchos trabajos es necesario convertir la hora estándar a TSV.

TSV = Hora media local + Et.TSV = (Hora estándar + corrección por latitud) +Et.TSV = Hora local estándar + 4(Ls – Ll) + Et. => TSV = Hs + Cl + E

Corrección por latitud: 60 min. 15º = 4 minutos24 horas ------------360º1 “------------------- x x = 15º/hora

Donde Ls y Ll son la longitud estándar y local, respectivamente (en grados).

f. Conversión horaria

En las observaciones meteorológicas la regularidad y la puntualidad son los factores de mayor importancia. Las lecturas son realizadas todos los días, siempre a las mismas horas, señaladas por la Organización Meteorológica Mundial (OMM) o por los servicios meteorológicos nacionales.

En las observaciones climatológicas se recomienda que la primera observación del día sea realizada a la primera hora en punto después de la salida del Sol, en el invierno. Por ejemplo si la salida del Sol es a las 07:35 horas, la primera observación será realizada a las 08:00 horas durante todo el año. Si se realiza una segunda observación será realizada dos horas después del medio día.

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Las observaciones sinópticas, dentro de una misma red meteorológica tienen que ser realizadas en el mismo instante. Estas observaciones están relacionadas siempre al horario del Meridiano de Greenwich, por lo tanto, es necesario tener en cuenta la diferencia horaria entre las estaciones meteorológicas y dicho meridiano, a través de la longitud geográfica.

Las observaciones sinópticas se realizan generalmente al las 00.00, 03.00, 06.00, 09.00, 12.00, 15.00, 18.00,y 21.00GMT.

Ejemplo 1: Determine el tiempo solar verdadero en Tingo María, para el 16 de octubre a las 14 horas, a una longitud de 78º 30’W.

La hora local corresponde a 75º W, por tanto

Solución: = 2 (289 - 1) / 365 = 4.958

TSV = Hl + 4 (LS - Ll) + Et = 14 + 4 (75 - 78.5) +

= 4.958 = 284.16º

Et = 14.62 min.

Ct = 4(75 - 78.5) = -15 min.

TSV = 14:00 + (-15.00 + 14.62) = 13.62

Ejemplo 2: dos estaciones sinópticas A y B están ubicadas a 48º W y a 65º E, respectivamente. Se desea saber a qué hora local deberán realizarse las observaciones sinópticas correspondientes a las 03:00 GMT del día 20 de diciembre.

Solución:

Estación A, ubicada a 48º WPrimeramente se determina la diferencia horaria entre el meridiano principal y el meridiano 48º W para lo cual se establece la siguiente relación:

360º ----------- 24 h48º ----------- x

x = 48º x 24 / 360º x = 3.2 horas x = 3 h 12 min.

Como la estación está localizada al Oeste, tendrá un horario “retrasado” con relación al meridiano principal.

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Por lo tanto la hora de observación será 03:00 GMT del 20 de diciembre menos 3 h 12 min. O sea 23 h 48 min. del día 19 de diciembre.

Estación B, ubicada a 65° E

La diferencia horaria será de 4h 20 min.Como la estación se encuentra en el hemisferio oriental, la hora local será:

03:00 + 4h 20 min. = 7h 20 min.

7.2.- Coordenadas Celestes

Las coordenadas celestes son aquellas establecidas con la finalidad de estudiar la posición y los movimientos relativos de los cuerpos celestes, en meteorología es importante conocer la posición exacta del Sol, respecto a la Tierra.

Entre los sistemas de coordenadas celestes podemos mencionar el ecuatorial y el horizontal.

a. El sistema ecuatorial, considera como centro del sistema al centro de la Tierra. Los puntos y plano usados para definir las coordenadas, son obtenidos prolongando el eje de rotación y planos paralelos y meridianos del globo terrestre hasta la intersección con la esfera celeste. En este sistema la posición de un astro se define por la declinación y el ángulo horario.

b. En el sistema horizontal, el centro del sistema es la posición del observador proyectada al centro de la Tierra. La vertical del observador une el centro de la tierra con el cenit. La intersección del plano local (PH) con la esfera celeste determina la línea del horizonte y los hemisferios. Todos los puntos de la esfera celeste situados sobre el plano horizontal local son visibles al observador (hemisferio visible).

El rebatimiento de los polos celestes en el plano horizontal local determina los puntos cardinales Norte y Sur, trazando una línea por estos puntos y luego una perpendicular pasando por la posición del observador, se obtiene los puntos cardinales Este y Oeste.

c. Triángulo Astronómico, el conocimiento de la posición del Sol en un momento dado es de mucha importancia para la solución de una serie de problemas relacionados con la duración del día y con la cantidad de radiación instantánea y total recibida, estas informaciones son posibles solamente a través de la solución del triángulo astronómico.

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Figura 15. Triángulo astronómico NZS

Sea una localidad de latitud media norte (), en verano, el Sol, se encuentra a media altura sobre el horizonte en horas de la mañana se trazan dos meridianos, uno que pase por la posición del Sol y otro por el cenit. La superficie esférica definida por el polo norte celeste, el cenit y el astro se denominan triángulo astronómico.

En el triángulo astronómico se observa lo siguiente:

* El ángulo NOZ () es complementario a ZOP que es la latitud (): O sea + = 90º. Por lo tanto sen - cos .

* El ángulo NOS (D), es complementario con SOP: es decir: d + δ= 90, consecuentemente send = cosδ.

* El ángulo SNZ, es el ángulo h.

* De la trigonometría esférica aplicando la ley de los senos, se tiene la siguiente ecuación:

sen = sen . sen .cosh + cos. cos

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sen = sen (90 - ) sen (90–δ) cosh + cos(90 - )cos (90 –δ)

Por tanto en función de los complementarios se tiene:

cos z = sen .senδ + cos .cosδ. cosh

donde:

δ = Angulo de declinación solar = Angulo latitudinal h = Angulo horario

Consideraciones: a) En los polos latitud = 90º b) Al medio día solar, en cualquier latitud h = 0 c) En el Ecuador = 0 y al medio día solar h = 0 d) A la salida del Sol en cualquier latitud excepto en los polos = 0 y z = 90.

7.3. Declinación solar

La declinación solar (δ) es el ángulo formado por el radio vector Sol – tierra y el plano ecuatorial celeste, varía de 23º 27’cuando el Sol irradia perpendicularmente el Trópico de Cáncer o sea el 21 o 22 de junio a –23º 27’cuando el Sol irradia perpendicularmente en el Trópico Capricornio es decir el 21 de diciembre, siendo igual cero en los equinoccios.

Figura 16. Variación de la declinación solar a lo largo del año.

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Existen diversas relaciones trigonométricas que permiten determinar este valor siendo la más simple la siguiente:

1. δ = 23.45 sen(360/365(284 + J)

Donde: J es el número del día del año o día juliano. 2. δ = 23.45 sen JDDonde: JD = (n – 81) 360/ 365, y n es el día juliano

Diferencias entre h y H

h = 15 (TSV – 12 (ángulo horario)Cos H = -Tgδ Tg Ǿ

Ejemplo 1: ¿Cuál es el ángulo de declinación el día 1 de Enero?

δ = 23.5 sen (360 / 365 (284+ 1)) δ = -23.01º

Respuesta: El ángulo de declinación es -23.01, es decir el Sol irradia perpendicularmente en este paralelo.

Cuadro 2. Valores de la declinación solar para los días 5, 15 y 25 de cada mes, en grados

MESES 5 15 25Enero -22.65 -21.27 -19.26Febrero -16.40 -13.29 -09.78Marzo -06.77 -02.82 01.21Abril 05.69 09.42 12.95Mayo 16.11 18.79 20.92Junio 22.54 23.31 23.40Julio 22.80 21.52 19.60Agosto 16.83 13.78 10.33Setiembre 06.18 02.22 -01.81Octubre -05.79 -09.6 -13.12Noviembre -16.55 -19.15 -21.18Diciembre 22.59 -23.35 -23.38

7.4 Angulo Horario.

El ángulo horario (h), es la distancia angular que existe entre el meridiano celeste correspondiente al local y el meridiano que pasa por la posición del Sol; se considera igual a cero al medio día, negativo por la mañana y positivo durante la tarde. Tiene una tasa de variación equivalente a la velocidad angular de rotación de la Tierra, es decir 15º/hora.

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Por tanto el ángulo horario es calculado por medio de la siguiente relación:

h = 15 (TSV – 12)

Donde t es la hora local o TSV.

Ejemplo 1. ¿Cuál es el ángulo horario?

A) a las 10 y a las 15 horas locales

Caso A

h = 15(10 - 12) = -30º

Caso B

h = 15(14 - 12) = 45Ejercicios:

1) Determinar el ángulo horario para Cajamarca a) a las 10 y b) a las 15 horas locales

Solución:

Cajamarca está ubicada en el meridiano 78º 30’W por lo tanto, la hora local difiere de la hora nacional.

Se determina primero la diferencia latitudinal respecto al meridiano de la hora nacional y se traduce a diferencia horaria de la manera siguiente:

75º - 78º 30’= -3º 30’ 360º ------------- 24h3º 30’ ------------ x

La diferencia horaria es: x = 0.23 h = 0h 14 min.

Por tanto la hora local es: t = 10 - 0.23 = 9.77h

El ángulo horario será: h = 15 (9.77 - 12) = -33.45º = -33º27’

7.5 Angulo de elevación y cenital

El ángulo de elevación o altura solar (), es el que está formado por el radio vector Sol–Tierra y el plano horizontal, siendo positivo en el hemisferio visible y negativo en el invisible.

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El ángulo cenital (z) está formado por el radio vector Sol – tierra y la línea que pasa por el cenit del lugar: es decir es complementario al ángulo de elevación, o sea: + z = 90º

La distancia cenital es medida a partir del cenit local: en el hemisferio celeste visible varía de 0 a 90º. Distancias angulares mayores de 90º indica que el astro se encuentra en el hemisferio no visible al observador: Es decir que el Sol todavía no ha salido o ya se ha ocultado.

Cos z = senδ sen θ + cosδ cosθ cosh

7.6 Azimut

El azimut (a) es el ángulo formado entre la proyección horizontal del radio vector del astro y la línea sur, varía de 0 a 360º. El azimut está dado por la siguiente relación:

Cos = (sen .sen - senδ) / cos .cos : Ec.0º a 90º cos a 090º a 180º cos a 0

Algunas veces se usa la siguiente ecuación para determinar el azimut a.

Sen a = cosδ.senh/sez Ec.

Pero debe tenerse en cuenta que esta ecuación arroja valores impropios cuando a 90º y deberá evitarse.

El azimut es 0º en el sur, positivo hacia el oeste.

A partir del ángulo acimutal se puede construir la trayectoria solar o diagrama polar. La proyección de la trayectoria se puede representar en un círculo de radio unitario, en esta trayectoria el punto s (salida) es obtenido del azimut solar en el momento de la salida del Sol. Las coordenadas del punto p en cualquier hora esta dado por el azimut solar. La distancia sp es el cos.

Un diagrama de esta naturaleza contiene la trayectoria de varias declinaciones, usualmente uno por cada mes y es usada frecuentemente la elevación solar, azimut y eventualmente el efecto de sombra de los edificios, naturalmente se requiere un diagrama separado para cada latitud.

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VIII. ENERGÍA SOLAR

8.1. Introducción

El Sol constituye la fuente primaria de energía para casi todos los procesos físicos y químicos que tienen lugar en el sistema Tierra – atmósfera.La energía solar es el resultado de la fusión de los núcleos de los átomos de hidrógeno que bajo la enorme presión y temperatura que reina en el centro del Sol, se transforman en helio, con la consiguiente emisión de ingentes cantidades de energía radiante, corpuscular y electromagnética, que se transmite desde el centro hasta la superficie y de aquí al espacio exterior, en todas direcciones, llegando a la Tierra una parte infinitesimal.

Figura 17. La magnetosfera y la magnetopausa. Los cinturones de radiación de Van Hallen aparecen como un área a cada lado de la tierra.

La radiación corpuscular, constituida por rayos alfa y beta y por otras partículas sub atómicas, no se aproximan a la Tierra, debido a que son desviadas por el campo magnético terrestre; Por tanto, la energía que llega a la superficie terrestre está formada exclusivamente por radiación electromagnética.

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Figura 18. Líneas de fuerza del campo magnético de la tierra, las flechas pequeñas indican las direcciones de las líneas de fuerza en los puntos de la superficie del globo.

La radiación electromagnética se desplaza en el vacío a una velocidad de aproximadamente 299.800 km/s, este valor disminuye cuando atraviesa una sustancia material como la atmósfera.

8.2. Leyes de la radiación La radiación solar obedece a una serie de leyes físicas bien

determinadas; las más importantes son las siguientes: a. Ley de Stefan – BoltzmanLa cantidad total de energía emitida por un cuerpo negro, integrada sobre toda la banda espectral, es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (T); o sea:

E = T4

Donde es la constante de proporcionalidad o constante de Stefan – Boltzman e igual a 5.67 x 10-8 w/m2k4.

b. Ley del desplazamiento de Wien

La longitud de onda de máxima emisión de un cuerpo radiante es inversamente proporcional a su temperatura absoluta 9T):

LMAX = 2897 mK/T

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Curso Climatología Básica 70

El Sol con una temperatura de emisión en la fotosfera de unos 5700 K, tendrá su máxima emisión en:

LMAX = 2897 umK/6000K = 0.5 m

Mientras que la Tierra con una temperatura de aproximadamente 300K, la máxima emisión se produce en torno de 10m.

8.3. Características de la radiación solar

La energía radiante se puede caracterizar a través de su longitud de onda, velocidad y frecuencia.

a. Espectro solar

El Sol emite radiación electromagnética u ondulatoria en una amplia banda espectral, desde la radiación gama, de las que caben varios millones de ondas en un milímetro, hasta las ondas de radio de varios metros de longitud de onda, como se puede apreciar en el cuadro siguiente.

Cuadro 3. Bandas espectrales de la radiación solar

DENOMINACION LONGITUD DE ONDARayos gama < 10-6 µmRayos x 10-6 a 0,10 µmRayos ultravioletas 0,1 a 0,39 µmUV máximo 0,10 a 0,20 µm UV distante 0,20 a 0,30 µmUv cercano 0,30 a 0,39 µm

Luz visible 0,390 a 0,770 µmVioleta 0,390 a 0,455 µmAzul 0,455 a 0,492 µmVerde 0,492 a 0,577 µm Amarillo 0,577 a 0,592 µmNaranja 0,592 a 0.770 µmRojo 0,622 a 0,770 µm

Rayos infrarrojos (IR) 0,770 a 1,000 µmIR cercano 0,770 a 21,000µmIR distante 21,000 a 1000 µm

Ondas de radio, radar y televisión de varios metros de longitud.

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El 99 por ciento del espectro solar está comprendido entre 0.15 y 4.0 m de longitud de onda; a esta banda espectral se suele denominar radiación de onda corta, para diferenciar de la radiación emitida por la Tierra, que denomina radiación de onda de larga.

La banda ultravioleta (0.1 a 3.9 m) comprende el 9 por ciento de la radiación solar. Particularmente la banda menor a 0.28 m es letal para los seres vivos, pero es absorbida en las capas superiores de la atmósfera, principalmente por el oxígeno y el ozono, haciendo posible la vida sobre la Tierra.

Figura 19. Espectro de la radiación solar y de la tierra.

La radiación visible (0.39 – 0.77 m) constituye el 45% y tiene propiedades químicas. Es la banda más importante desde el punto de vista biológico: así por ejemplo, en esta banda tiene lugar la fotosíntesis de las plantas. Los rayos infrarrojos (0.77 – 50 m), comprenden el 46% de la radiación solar: tienen propiedades térmicas, una parte de esta banda es absorbida por la atmósfera, principalmente por el vapor de agua y el bióxido del carbono.

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Figura 20. Espectro de radiación electromagnética.

Figura 21. Radiación solar y visible

b. Potencia y constante solar

El Sol con un diámetro de 1’391,960 km. y 5700 K según la ley de Stefan emite energía con una potencia de:

E = 3.64 x 1026 w

Este valor, en el exterior de la atmósfera, a una distancia media Sol – Tierra, en una superficie perpendicular a los rayos solares y en la unidad de tiempo, recibe la denominación de constante solar. Las observaciones

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experimentales realizados durante un largo período de años indican que este valor no varía en forma apreciable, siendo de:

IO = 1353 w/m2 = 1.94 cal/cm2 min

Según esto, la Tierra intercepta la radiación solar en una superficie circular de radio medio, equivalente a:

It = IO (r2)

It = 1.721 x 1017w

c. Cuerpo negro y Cuerpo Real

Cuerpo negro es aquel que emite y absorbe energía radiante en todas las longitudes de onda del espectro electromagnético. El término cuerpo negro es utilizado en la física para describir una superficie “ideal”, con la que puede ser compartida la performance radiativa de cualquier superficie real. El cuerpo negro cumple con todas las leyes de la radiación.

* Los cuerpos reales, como la Tierra, tienen propiedades de reflectancia, absortancia y transmitancia.

* La Reflectividad ®, es la relación entre la cantidad de energía reflejada y el total de energía recibida, también se denomina coeficiente de reflexión o albedo.

* La Absortividad (a), es la fracción de la radiación incidente que es absorbida por el material

* La Transmitividad (t), es la radiación de la radiación incidente en una superficie real, se tiene:

r + a + t = 1

* La Emisibidad (), es la razón de la emitancia de la superficie real, en una determinada banda espectral en relación con la emitancia del cuerpo negro. La emitancia de un cuerpo negro es la unidad.

8.3. Irradiancia en el exterior de la atmósfera

La densidad de flujo de radiación solar (Io), a través de una esfera de radio ®, igual a la distancia media Sol – Tierra será:

IO = PZA

Como la Tierra gira en torno a Sol en una órbita elíptica, la distancia Sol – Tierra varía en el curso del año: por lo tanto, la densidad de flujo, a través de una esfera de radio Sol – tierra, a una distancia cualquiera, será:

I = F / A’

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Curso Climatología Básica 74

Donde A y A’ son las áreas de las esferas, R2 y r2, respectivamente.

Por consiguiente, la radiación instantánea, en el exterior de la atmósfera será:

I = IOA/A’ = IOR2 / r2 = IO (R / r)2

I = IOEO

A la relación (R / r) = EO, se denomina factor de excentricidad de la órbita terrestre.

La excentricidad puede ser calculada con bastante precisión por medio de fórmulas relativamente complejas, sin embargo, para fines prácticos, que no requieren de mucha exactitud, se puede estimar por medio de la siguiente ecuación:

Eo = 1+ 0.033 cos (360 / 365)

Eo = (R / r) = 1 + 0.033 cos (360 J / 365)

Donde: J es el día del año

EO varía de 0.9674 en el afelio a 1.0344 en el perihelio; es decir, siendo recomendable determinar estos valores, en promedio para cada mes y, para operaciones que no requieren de alta precisión, este factor puede ser despreciado.

Figura 22. Radiación solar en los solsticios

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8.4. Irradiancia instantánea.

La irradiancia en el exterior de la atmósfera depende de la constante solar, distancia al Sol y del ángulo cenital (época del año, latitud y hora del día); es decir:

I = IoEocosz Iocosz cosz sensen + coscoscosh

Siendo z el ángulo cenital, el ángulo de declinación el ángulo latitudinal.

La radiación solar es cero cuando el Sol se encuentra en el horizonte matutino, se incrementa progresivamente a medida que el Sol se eleva, alcanzando su máximo al medio día, cuando el ángulo cenital es mínimo, a partir de este instante, la intensidad comienza disminuir hasta que vuelve a ser igual a cero en el momento en que el Sol se oculta.

8.5. Irradiancia diaria

La irradiancia diaria es la integración de la irradiancia instantánea, desde que el sol sale hasta que se oculta.

DJ = EoIocosz dt.Qo = oSEOIO cosz dt

La velocidad angular de la tierra (W) es:

w = dh / dt = 2 / 86400s

Siendo h el ángulo horario por tanto:

dt = dh / w

QO = H -H EOIOcosz dh / w

QO = E·

Siendo el ángulo horario en la puesta del Sol, en radianes.

La variación de la radiación diaria se incrementa con la latitud. En los polos, durante el invierno, el Sol está siempre debajo del horizonte y no se recibe energía radiante; en cambio en el verano, el Sol brilla las 24 horas del día. La variación estacional está relacionada con la latitud, pero, en términos generales, se puede establecer lo siguiente:

a. Que el cambio estacional de la radiación solar en el ecuador es relativamente pequeño, pues el Sol nunca está, al medio día a más de 23.47º del cenit y la duración de la luz solar siempre es de 12 horas.

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Cuadro 4. Variación anual de la radiación extraterrestre en la latitud S, en MJm-

LAT. ENE. FEB. MAR. ABR. MAY. JUN. JUL. AGO. SET. OCT. NOV. DIC.00 36,32 37,53 37,90 36,75 34,78 33,50 33,89 35,56 37,07 37,34 36,47 35,7405 38,09 38,58 37,93 35,76 33,04 31,44 31,98 34,24 36,66 37,98 38,00 37,7110 39,61 39,94 37,68 34,50 31,08 29,19 29,87 32,68 35,98 38,34 39,27 39,4315 40,87 39,83 37,14 32,99 28,92 26,76 27,57 30,89 35,03 38,42 40,28 40,9120 41,86 40,03 36,31 31,24 26,58 24,18 25,10 28,88 33,81 38,21 41,01 42,1430 43,04 39,57 33,85 27,08 21,42 18,68 19,76 24,29 30,62 36,95 41,66 43,8040 43,18 38,01 30,37 22,15 15,81 12,91 14,07 19,07 26,52 34,62 41,24 44,4550 42,39 35,45 25,98 16,63 10,02 7,20 8,34 13,42 21,62 31,30 39,87 44,2460 41,05 32,07 20,83 10,75 4,47 2,15 3,07 7,66 16,09 27,16 37,83 43,6170 40,78 28,36 15,09 4,90 0,40 0,00 0,03 2,37 10,14 22,49 36,21 44,7980 42,66 26,69 9,10 0,58 0,00 0,00 0,00 0,02 4,12 18,53 37,38 46,9490 43,32 27,06 5,49 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,69 17,86 37,96 47,66

b. En los trópicos, los valores son máximos en el solsticio de verano y mínimos en el solsticio de invierno. Así en latitudes de 20º norte y sur, la radiación solar del verano es 37 por ciento mayor que la mínima de invierno, contra 113 por ciento en latitudes de 40.

8.6 Atenuación de la radiación solar en la atmósferaLa energía solar que llega a la superficie terrestre no es la misma que

llega en su camino hacia la tierra, es atenuada por masa atmosférica, a través de la reflexión, dispersión y absorción.

a. Reflexión La reflexión es el fenómeno por el cual, la radiación es devuelta al espacio antes de haber sido absorbida y/o transmitida; los componentes de la atmósfera se comportan como espejos difusos frente a la radiación solar. Debido a la reflexión, la Tierra puede ser vista por los astronautas desde el espacio. La reflectividad o albedo del sistema Tierra-atmósfera, bajo condiciones de cielo despejado, es de aproximadamente 17 por ciento. El albedo de los cultivos en la zona ecuatorial se considera de 25 por ciento.

El albedo varía en función del ángulo de incidencia de la radiación y de la naturaleza física de la superficie, como se puede apreciar en el cuadro adjunto.

Cuadro 5. Albedo de diferentes superficies.

Naturaleza Albedo (reflectividad)

Bosques 3 - 12Praderas 20 – 25Nubes 50 – 80Arena 15 – 20

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b. Dispersión

La radiación solar que entra a la atmósfera es esparcida por las moléculas del aire y por las partículas gruesas (polvo y humo).

Formando la radiación difusa. La cantidad y la dirección de la dispersión dependen del tamaño de partículas dispersoras en relación con la longitud de onda de la radiación incidente. La eficiencia de la dispersión es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda.

Así, las longitudes de onda más cortas son dispersadas más efectivamente que las más largas. Como la dispersión tiene en todas direcciones, a través de este proceso la tierra pierde un 22% de la radiación solar.

Figura 23. Diagrama simplificado del sistema de radiación sol – tierra – espacio.

La dispersión de Rayleigh debida a las moléculas de los gases atmosféricos es mayor en la banda azul que en la reja; por eso la atmósfera (el ciclo) es color azul. Por el contrario, durante el amanecer y a la puesta del Sol, el cielo aparece rojo porque es observado por luz directa, en la que una gran proporción de ondas son eliminadas durante su largo pasaje a través de la atmósfera.

Cuando las partículas se hacen suficientemente grandes, la dispersión de la radiación es igualmente efectiva para todas las longitudes de onda: entonces se denomina reflexión difusa.

Las partículas grandes, el color del cielo toma un tinte blanquecino. La intensidad del color azul del cielo puede, por lo tanto, ser considerado como un

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índice de la cantidad de impurezas presentes en la atmósfera. La reflexión difusa debida a las gotitas de agua también produce una apariencia blanquecina como de niebla. La radiación difusa durante días claros, es relativamente pequeña en comparación con la radiación directa, pero no puede ser ignorada. Mientras que, en días extremadamente nublados. Constituye la única forma de energía que llega a la superficie.

La luz difusa es la que permite que los objetos que no están expuestos a la luz directa, pueden ser vistos, tal como ocurre en el interior de una habitación.

c. La Absorción

Un estudio del espectro solar a un nivel de la superficie terrestre, revela la presencia de numerosas líneas y bandas muy angostas, primeramente debidas a la absorción de los gases de la atmósfera del Sol y, el resto, es consecuencia de la absorción selectiva por parte de los constituyentes de la atmósfera terrestre. Una característica del espectro solar observado es la terminación abrupta de la longitud de onda corta en 0,29 um. La absorción de la radiación solar es estas regiones es relativamente pequeña, en torno de 2 por ciento.

a. Entre 0,058 y 0,03 um, se produce la absorción a 170 Km. De altura, constituyendo las líneas de resonancia del helio, o Capa F.

b. La radiación de onda muy corta, entre 0,01 y 0,01 um. (rayos X), ingresa hasta una altura 140 a 180 km, donde es absorbida y produce la ionización de esta zona denominada Capa E.

c. Aproximadamente a 80 Km. De altura se produce la absorción de la radiación ultravioleta entre 0,12 y 0,18 um, produciendo el desdoblamiento de las moléculas d oxígeno, que luego dan lugar a ozono.

d. El ozono atrae radiación ultravioleta en la banda de 0,20 a 0,3 especialmente en torno de 0,25 um. y, en la banda visible entre 0,44 y 0,77 um.

El vapor de agua y el bióxido de carbono absorben aproximadamente 19 por ciento de la radiación solar:

El vapor de agua atrae radiación solar en una cantidad relativamente pequeña, especialmente en la banda infrarroja entre 0,93 - 1,13 - 1,47 um.

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El bióxido de carbono atrae también pequeñas cantidades de radiación solar en la banda próxima a horas 2,7 um.

Los rayos mayores de 0,3 um, bajo la forma de luz visible y de rayos infrarrojos, alcanzan la superficie de la tierra.

Los aerosoles como polvo, humo y las partículas de sal son responsables de la absorción de alguna cantidad de radiación solar. Por tanto, la absorción total de la atmósfera es del orden de 22 por ciento.

d. Radiación directa

Radiación directa es la parte de la radiación solar que llega a la superficie terrestre. Sin haber sufrido los fenómenos. En media es aproximadamente es 23 por ciento de la radiación solar.

e. Radiación solar global

La atenuación de la energía es mayor en las latitudes más altas como consecuencia de la mayor cantidad de masa óptica (espesor y densidad de la atmósfera) que atraviesan los rayos solares, tal como se puede apreciar en el siguiente cuadro.

8.9. Radiación terrestre

La radiación solar que llega ala superficie terrestre y uno es devuelta al espacio por reflexión es absorbida, transformándose en energía interna, terminando el incremento de temperatura, luego puede ser transformada en energía potencial, calor latente y energía cinética. La energía solar provee así en forma continua, la energía para el movimiento de la atmósfera y de los océanos.

La radiación de la tierra, incluida su atmósfera, es conocida como radiación terrestre. Por conveniencia, es conocida con radiación terrestre. Por conveniencia, es costumbre en meteorología denominar a la radiación mayor de 4,0 um como radiación de onda larga. Para diferenciar de la radiación de onda corta, emitida por el Sol.

Según la ley de Planck, la mayor parte de la emisión de la Tierra se halla dentro de longitudes de onda del infrarrojo entre 4,0 y 50,0 um. Y según la ley de Wien, para una temperatura entre 200 y 300K, la máxima emisión se produce en la banda de 10 um.

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Figura 24. Esquema del balance de radiación del globo como un sistema abierto

La Tierra se comporta casi como un cuerpo negro; por tanto, emite radiación según la ley de Stefan-Boltzmann. Sin embargo, la atmósfera está fuertemente influenciada por la variación del contenido de vapor de agua; por consiguiente, la emisión está dada por:

Ea = Ta

Siendo Ea el coeficiente de emisión.

Es importante tener en cuenta que una nube de suficiente espesor puede ser también considerada como un cuerpo negro radiante en el rango infrarrojo.

La radiación que es emitida por la superficie terrestre es absorbida con gran diferencia por los componentes de la atmósfera. La radiación terrestre; esto es debido principalmente al aumento de la capacidad de absorción del vapor agua en la parte del espectro correspondiente a las ondas largas. Además, el dióxido de carbono absorbe fuertemente en el rango correspondiente a 13,5 a 17 um, con bandas fuertes y débiles respectivamente centradas en 4,3 y 10 um. El ozono absorbe moderadamente en las bandas centradas en 9,6 y 15 um. Pero sus efectos tienen lugar principalmente en la estratosfera.

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Figura 25. Inclinación de los rayos solares, solana y umbría

El vapor de agua absorbe fuertemente en le rango de alrededor de 5 a 8 um, luego se hace relativamente débil hasta 13.5 um, más allá de 13,5 um y extendiéndose hasta 17 um, tiene lugar una fuerte absorción debida al dióxido de carbono.

El agua líquida es una sustancia cuya capacidad de absorción difiere marcadamente según se trate de la radiación de onda corta u onda larga. Así, una gotita individual de 25 um, de radio o una película de 100 um, de espesor es aproximadamente un cuerpo negro absorbente para las longitudes de onda terrestre; en contraste, sólo absorben una pequeña proporción de la radiación solar incidente, pero la absorción de océanos y lagos puede ser fuerte, si ellos son suficientemente profundos. De aquí resulta que nubes o nieblas densas absorben la mayor parte de la radiación infrarroja, procedente de la superficie terrestre.

Las diferentes capacidades de absorción de las nubes para los rangos de longitud de onda solar y terrestre es un factor importante en la determinación del balance de radiación del planeta.

8.10. Balance de radiación solar

El balance de la radiación solar se refiere a la contabilidad de los ingresos y egresos de energía, contabilidad de los ingresos y egresos de energía. Convencionalmente, se acepta que, cuando un cuerpo recibe energía, ésta se computa como siendo positiva, y cuando pierde, como negativa. A la sumatoria algebraica de las cantidades de energía que llegan y salen de la superficie se denomina balance de energía o radiación neta.

La distribución estacional y geográfica de la radiación solar es ahora marcadamente diferente a la que llega al exterior de la atmósfera, en ausencia de la atenuación debida a los gases atmosféricos y a los aerosoles. Por lo tanto se observa lo siguiente:

a. La insolación diaria es considerablemente reducida en todas las latitudes si se compara con los valores no atenuados.

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b. El máximo hemisférico es desplazado hasta alrededor de 35º de latitud. El más estival en los polos desaparece ya que la absorción es grande debido a la baja elevación del sol y, por tanto, ala gran masa óptica que tiene que atravesar el rayo solar.

Figura 26. Balance de radiación en la atmósfera

Para facilitar el conocimiento de las ganancias y pérdidas de energía en la superficie, se considera que el balance de la radiación (Qn) de onda corta (Qc) y el de onda larga (Q1); es decir,

Qn n = Qc + QI

8.11. Balance de Radiación de Onda Corta

El balance de radiación de onda corta (Qc), está dado por la diferencia entre la radiación global incidente (Qg) y la radiación reflejada (R) desde la superficie, por tanto:

Qc = Q – Rr = Rg/ Qg

Qc = Rg – rQgQc = Qg (1 - r) onda corta

Donde r es el coeficiente de reflexión de la de la superficie.

El balance de la radiación solar varía mucho dependiendo de las condiciones de tiempo reinante; en términos generales, deberíamos considerar, bajo condiciones de cielo despejado, en cielo nublado y un balance medio.

Para una media de 54 % de nubosidad se tiene:

a) Absorción por encima de la troposfera = 2%

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b) Absorción en la troposfera = 20%c) Absorción en la tierra = 43%d) Reflexión hacia la tropopausa = 36%

100%

8.12. Balance de radiación de onda larga

El sistema tierra-atmósfera, no gana ni pierde energía; esto indica que, en promedio, sobre largos períodos de tiempo, nuestro planeta irradia al espacio aproximadamente la misma cantidad de energía que recibe.

Este balance puede ser estudiado considerando el sistema tierra-atmósfera sobre la superficie.

a. Balance en el sistema tierra atmósfera

La determinación del balance calorífico del sistema tierra-atmósfera son los siguientes:

Suponiendo que la tierra irradia como un cuerpo negro, sobre la base de 100 unidades, la superficie terrestre irradia 116 unidades hacia arriba; de éstas 106 son absorbidas por el vapor de agua y dióxido de carbono en la troposfera y solo 10 unidades escapan al espacio.

En promedio, el vapor de agua y el dióxido de carbono en la troposfera emiten 158 unidades de radiación de onda larga. De éstas, 103 son dirigidas hacia la superficie de la tierra y 56 hacia arriba y escapan al espacio.

Hay dos factores que deben ser tomados en consideración al estudiar el balance calórico en el sistema tierra-atmósfera, que es la transferencia de calor latente y a la transferencia turbulenta de calor.

Transferencia de calor latente

Parte del saldo del balance radiación terrestre; es usado para evaporar el agua. Este vapor se mueve vertical y horizontalmente y eventualmente se condensa, liberando calor dentro de l a atmósfera. El calor latente total transferido desde la tierra ala atmósfera puede ser estimado a través del conocimiento de la precipitación global media, teniendo en cuenta que:

I = 596.7 +0.56Tt) cal/g

Esto indica que el calor latente transferido es del orden de 23 unidades.

Transferencia turbulenta

El calor sensible puede ser transferido en la atmósfera tanto hacia arriba como hacia abajo por la turbulencia a través de procesos físicos complejos.

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Una estimación indirecta puede ser efectuada tratándola la como el residuo necesario para lograr el balance calorífico.

El vapor de agua y el dióxido de carbono absorben una gran proporción de radiación proveniente de la superficie de la tierra y entonces esa energía vuelve a ser irradiada tanto hacia arriba como hacia abajo; como resultado, la energía solar es atrapada por la tierra y la atmósfera, conduciendo al incremento de la temperatura en relación con lo que ocurriría en ausencia de atmósfera. La temperatura media de la superficie de la tierra es elevada hasta alrededor de 33º C conduciendo a un valor de equilibrio alrededor del 15º C.

A esto se hace referencia llamándolo "efecto de invernadero". En un invernadero, la radiación solar de onda corta es transmitida a través del vidrio o plásticos que lo cubre, en tanto que la radiación de onda larga emitida por la tierra y las plantas que están dentro de ello es absorbida.

Se estima que alrededor del 10 por ciento de exceso de energía del sistema tierra-atmósfera entre las latitudes 0 a 35º es transportado hacia el polo a través de la altitud 35º por las corrientes oceánicas. Todo lo demás es transferido por la circulación troposférica.

Las corrientes de aire transportan no solo calor sensible, sino también calor latente en forma de vapor de agua. Así exceso de energía en las latitudes bajas y e déficit en las latitudes altas desempeñan un papel importante en la circulación general de la atmósfera y de los océanos.

b. Balance térmico al nivel de la superficie

Para ciertos fines prácticos, como el caso de la determinación de la evaporación del agua, es conveniente considerar un balance calorífico en la interfase suelo atmósfera.

Por lo tanto, el balance de radiación de onda larga en la superficie esto constituida por la emisión de la atmósfera a la superficie hacia arriba; es decir:

Ql = Ea - Et

Aplicando la ley de emitancia de Stefan-Boltzmann, se tiene:

Ql = Tt 4 + a Ta4

Donde Ql es el balance calorífico: Tt y Ta; temperatura de la superficie de la tierra y de la atmósfera, respectivamente; a es el coeficiente de transmitido de la atmósfera.

En un estrato próximo al suelo, la temperatura del suelo puede considerarse igual a la del aire.

Según Brunt, la emisión de la atmósfera puede calcularse por medio de la siguiente ecuación:

Ql = T4 (0.56 - 0.09 e) (0.1 + 0.9n/N)

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El balance de radiación Qn varía sistemáticamente. Como el valor de Qc solamente existe durante el día cuando hay incidencia de radiación de onda corta, entonces el balance es positivo; mientras que Wl que tiene un valor absoluto determinando que, durante la noche Qn = Ql; es decir, negativo indicando que la superficie pierda energía.

Este saldo se distribuye en los siguientes procesos:

Por conducción a los estratos inferiores del suelo (s) y por conducción y convección hacia las capas superiores de la atmósfera bajo la forma de calor sensible (L) y por evaporación forma de calor latente (LE): además de la energía utilizando en la fotosíntesis y otros procesos bioquímicos (F); por tanto, el balance térmico en la superficie puede representarse d lea manera siguiente:

Qn = S + L + LE + F

Qn = S - L - LE - F = 0

Considerando un período relativamente grande el balance de energía es igual a cero; es decir, el sistema no gana ni pierde energía.

Teniendo en cuenta que la cantidad de energía utilizando en los procesos bioquímicos es relativamente pequeña, en torno de 1 a 2 por ciento, esta energía, para algunas estimaciones se considera despreciable.

Sin embargo, no hay que olvidar que, desde el punto de vista biológico. La energía de la fotosíntesis constituye la fracción más importante del balance de radiación.

Cuadro 5. Balance de la radiación en le sistema tierra-atmósfera y de la superficie de la tierra.

LIMITE DE LA ATMOSFERA HABER DEBE

Radiación solar 100

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Radiación solar reflejada por la atmósfera

30

Radiación difusa reflejada por la atmósfera

7

Radiación solar reflejada por la superficie

3

Radiación difusa reflejada por la superficie

2

Radiación terrestre (ondas cortas) 8Radiación de la atmósfera (ondas cortas)

50

TOTAL 100 100

ATMOSFERARadiación solar absorbida 15Radiación terrestre (calor) 112Calor de condensación 23Contra radiación 96Radiación de calor al espacio 50Conducción virtual 4TOTAL 150 150

SUPERFICIE TERRESTRERadiación solar directa 27Radiación difusa 16Contra radiación 96Conducción virtual 4Irradiación de calor a la atmósfera 8Irradiación de calor a la atmósfera 112Radiación de calor por evaporación 23TOTAL 143 143

8.13. Zonas de clima solar

De la latitud y del ángulo de incidencia de los rayos solares resulta la denominación de diferentes zonas de clima solar, con determinadas características de radiación, que son las siguientes:

a. Zona tropical Comprendida entre los trópicos, se caracteriza por presentar dos máximos y dos mínimos de radiación, correspondiente a los equinoccios y los solsticios. Dos veces al año se observa que la radiación del brillo solar en el Ecuador es siempre de 12 horas y en los trópicos oscila entre 10,5 horas en invierno y 13,5 horas, en verano.

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Figura 27. Sistema geográfico de zonas latitudinales

b. Zonas templadas

Se encuentra en ambos hemisferios, entre los trópicos y el círculo polar. Anualmente existe un máximo y un mínimo de radiación solar: la duración del brillo solar astronómicamente posible oscila entre 0 y 24 horas a lo largo del círculo polar y entre 10.5 y 13.5 horas en los trópicos. El ángulo de elevación solar disminuye en dirección a los polos.

c. Zonas polares

Se encuentra en ambos hemisferios, se extienden desde el círculo polar (66º33º N y S) hasta los polos. La oscilación anual de la duración del brillo solar astronómicamente posible aumenta en dirección a los polos, donde existe medio año de día y medio año de noche.

Las zonas de clima solar dan la base para la distribución de los climas sobre la tierra, pero la distribución de la radiación en la superficie terrestre depende de otros factores, tales como los elementos astronómicos, la nubosidad, el albedo, la distribución de océanos y continentes, del intercambio de calor con la atmósfera.

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La significación más importante del ángulo de penetración de la radiación, ha dado al clima su nombre, puesto que deriva de la palabra klimein que quiere decir inclinación.

8.14. Duración del brillo solar.

Una consecuencia de las estaciones del año es la variación del período diurno; es decir, el fotoperÍodo.

Figura 28. Variaciones de la insolación según latitud y estación.

El fotoperíodo se refiere a la duración del día (N), definido por el tiempo que tarda el Sol en recorrer la parte visible de la esfera celeste, desde el naciente hasta el poniente, definidos por los ángulos horarios respectivos: -H y H, teniendo en cuenta que la velocidad angular de la tierra es de 15º / h, se tiene:

N = 2H / 15 horas

Cuando el Sol se oculta, el ángulo de elevación, R = 0º, el ángulo cenital, z = 90º. Por lo tanto, del triángulo astronómico se deduce:

Cosz = senØ senð + cosØ cosH

CosH = - senØ senð/cosØ cosð

H =Arco cos (-tangØ tagð)

8.15. Importancia biológica de la radiación solarLa radiación solar constituye prácticamente, en forma directa o indirecta,

la única fuente de energía para los procesos biológicos que tienen lugar en la tierra; entre estos procesos, el más importante es, sin duda la fotosíntesis.

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a. Significación biológica del espectro solar

Determinadas bandas del espectro solar presentan características particulares frente a los organismos vivos entre ellas, tenemos:

1ª Faja: Radiación de longitud de onda menor 0,28 m es letal para las plantas.

2ª Faja: Longitudes de onda entre 0,28 y 0,315 m, es perjudicial para la mayoría de las plantas.

3ª Faja: Longitudes de onda entre 0,315 y 0,45 m, tiene efectos deformativos, las plantas expuestas son pequeñas y con hojas más gruesas.

4ª Faja: Longitudes de onda entre 0,4 y 0,51 m, que corresponde al color azul violeta del espectro, es la región más fuertemente absorbida por los pigmentos amarillos y por la clorofila, constituye la región de mayor actividad fotosintética.

5ª Faja: Longitudes de onda entre 0,51 y 0,71 m, región verde del espectro, posee poca acción fotosintética.

6ª Faja: Radiación entre 0,61 y 0.72 m (Amarillo), es fuertemente absorbida por la clorofila, con gran actividad fotosintética y fotoperiódica.

7ª Faja: Radiación entre 0,72 y 1 m (rojo), tiene efectos sobre el crecimiento de la planta, es importante para el fotoperiodismo, germinación de la semilla, control de la floración y coloración del fruto.

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Figura 29. Perfil meridional de la insolación total anual.

b. Fotosíntesis

La fotosíntesis constituye la reacción fotoquímica de mayor importancia en la naturaleza, es el proceso a través del cual se forma casi toda la materia orgánica que forma los tejidos de los organismos.

En forma simplificada la fotosíntesis puede ser representada de la manera siguiente:

6CO2O + 673 Kcal.-------->C6H12 O6 +6O2

A través de esta reacción bioquímica, las sustancias inorgánicas se transforman en orgánicas, y la energía radiante, energía química, que constituye la materia prima para todos los ciclos vitales.

c. Cadena de alimentos

Todo tipo de vida sobre la tierra depende de la productividad primaria o crecimiento de la vegetación autótrofa. Las plantas se alimentan de los carbohidratos y proteínas elaborados por la fotosíntesis, los animales herbívoros, se alimentan de la vegetación autótrofa, los carnívoros obtienen su alimento y energía a partir de biomasa elaborada por los herbívoros, la descomposición de los tejidos orgánicos se realiza por la acción de los micros organismos; de esta forma las sustancias vuelven al suelo de donde son aprovechados nuevamente por las plantas al mismo tiempo, la energía calorífica.

En los animales y el hombre, a través del metabolismo, se libera la energía química, la misma que utilizada, para producir trabajo muscular, genera impulsos nerviosos y para sintetizar proteínas que sirven para constituir nuevas células. De esta manera la cadena de la vida produce a través de la circulación de la materia y del flujo de energía.

d. Fases de la fotosíntesis

El proceso de la fotosíntesis puede ser divido en las siguientes fases:

- Proceso de difusión, comprende el transporte de CO2 del aire externo al centro de la reacción en el cloroplasto; depende

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principalmente de la concentración del CO2 y de la temperatura del medio ambiente.

- Proceso fotoquímico, consiste en la conversión de energía radiante en fotoquímica, es influenciado solamente por la acción de la luz Procesos bioquímicos, en los cuales, la energía producida por la conversión de la luz, es utilizada para reducir el CO2; depende de la temperatura.

- Procesos bioquímicos, en los cuales, la energía producida por la conversión de la luz, es utilizada para reducir en CO2; depende de la temperatura.

f. Eficiencia Fotosintética

La primera ley de la termodinámica establece que la energía puede ser transformada de un tipo a otro, pero nunca creada ni destruida. La segunda ley establece que la transformación no se producirá espontáneamente en un proceso, a menos que se degrade, de un a forma concentrada, en otra más dispersa.

De la energía luminosa absorbida por las plantas verdes, solamente una pequeña parte es transformada en energía química, la mayor parte es dispersada en forma de calor.

La eficiencia fotosintética es la relación entre la cantidad de energía convertida en materia orgánica y la incidencia total de energía. La eficiencia de utilización de la radiación solar por las plantas disminuye con el incremento de la intensidad de luz, después de haber alcanzado un valor máximo (punto de saturación); este fenómeno es causado por la resistencia de la difusión del CO2

a través de las hojas hasta el cloroplasto.

La fotosíntesis es un proceso absurdo en la utilización de la luz, pues, solamente entre el 1 y 2 % de la radiación incidente es convertida en energía química. Sin embargo, se debe tener en cuenta que el crecimiento se da la vegetación depende, simultáneamente, de la cantidad de luz solar que incide, de la temperatura cerca de la superficie y de la cantidad de agua y sustancias nutritivas disponibles en el suelo. Por tanto, la cantidad de luz incidente, casi nunca constituye factor limitante para el crecimiento de las plantas, en condiciones naturales; habiendo, además, plantas, en condiciones naturales; habiendo además diversos grados de adaptación a la luz; unas más exigentes denominadas heliófitas y otras, que pueden crecer con baja intensidad, denominadas umbrófilas.

g. Concepto de productividad

En un sistema ecológico se debe considerar la productividad primaria, secundaria y económica.

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- La productividad primaria Puede ser definida como la proporción de energía acumulada por la actividad foto y quimiosintética de los organismos productores, en la forma de sustancias orgánicas utilizables como sustancias nutritivas. Podemos distinguir dos clases de productividad primaria:

Bruta: Es la proporción total de fotosíntesis, incluyendo la materia orgánica consumida en la respiración durante el período de medida.

Líquida: Es la proporción de materia orgánica acumulada en los tejidos vegetales, excepto la consumida en la respiración. Mientras la fotosíntesis tiene lugar principalmente en las hojas durante le día, la respiración se realiza a través de toda la planta durante las 24 horas del día: por consiguiente, el crecimiento de las plantas depende de este saldo de productividad.

Es usual comparar la intensidad máxima de la fotosíntesis de los cultivos con los niveles de productividad alcanzados por comunidades naturales de plantas; así en promedio anual, la producción neta en g/m2 día, es de 6 para un bosque de pinos en Inglaterra, durante los años de rápido crecimiento, 3 para bosques caducifolios; 2 para pradera de pasto corto, etc.

Cada ramo de materia seca tienen un valor calorífico de aproximadamente 4000 calorías, productivamente puede ser convertida a porcentaje de radiación solar utilizada.

Cuadro 7. Productividad primaria neta anual de varios ecosistemas cultivados y naturales

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Ejemplo:

El bosque de pinos convierte energía solar 6 veces 4000 cal/m² día en materia seca. Si la incidencia es de 4.5 millones de calorías, la eficiencia es del orden de 0,5 por ciento.

- Productividad secundaria Está constituida por la energía acumulada en los niveles tróficos de los organismos consumidores y desintegradores es cada vez menor en niveles sucesivos.

- Productividad Económica La productividad primaria o biológica es el aumento de materia seca de la planta entera, por unidad de área de suelo, en un intervalo de tiempo.

La productividad primaria, en ciertos órganos de la planta como semillas, frutos, tubérculos, raíces, tallos, hojas y otros órganos, que interesan a las necesidades del hombre.

8.16 Fotoperiodismo.

Se denomina fotoperíodo a la variación cíclica del período de luminosidad, mientras que a la reacción de los organismos al fotoperiodo se llama fotoperiodismo. El fotoperiodo es diario y estacional o anual.

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Ecosistemas Producción primaria (g/m2)

Por año por díaPlantas cultivadasTrigo (media mundial) 344 0,94 (2,3)Maíz (media mundial) 412 1,13 (2,3)Arroz (media mundial) 497 1,36 (2,7)Pastizales (media U.S.A) 420 1,15 (2,3)Papa (media mundial) 385 1,725 (1,10)Caña de azúcar (media) 1725 4,73 (4,7)Ecosistemas naturalesBosques de pinos (Inglaterra)

3180 6,00 (6,0)

Bosques caducifolio (Inglaterra)

1560 3,00 (6,0)

Pastos de gramíneas cortas

69 0,19 (0,5)

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a. Fotoperiodo diario La mayor parte de los organismos, animales y vegetales, presentan un ciclo de 24 horas en sus actividades fisiológicas; por ejemplo, la función clorofílica tiene lugar solamente durante las horas de luminosidad; la apertura y cierre de estomas, plegamiento de hojas y flores, también en los animales, tal como ocurre con el sueño y otras funciones vitales

b. Fotoperiodicidad estacional La fotoperiodicidad estacional es la que tiene lugar como consecuencia de la variación de la duración del día y de la intensidad de la luz en el transcurso del año: tiene gran influencia en la vida de los organismos, porque actúa en las diferentes fases del ciclo vital, especialmente en la reproducción.

GARNER y ALLARD (1,920), estudiando diferentes variedades de soya, llegaron a la conclusión, de que existen variedades de floración precoz y de floración tardía.

Las variedades que requieren días largos para florecer, son precoces (verano) y, aquellas que para florecer requieren de días cortos (otoño), son tardías. Basándose en este hecho, disminuyendo artificialmente la duración del día, las variedades tardías adelantan la floración.

Si una planta dispone de condiciones favorables, de temperatura y humedad para crecer, pero si el fotoperíodo no es el adecuado, la planta crecerá indefinidamente hasta que muere por el frío de la estación siguiente, pero no entrará en floración.

8.17. Tipos de Fotoperiodismo Según el fotoperiodismo, las plantas se clasifican en: plantas de fotoperiodismo corto, largo, intermedio e indiferente.

a. Plantas de fotoperiodismo corto son aquellas que aceleran o inducen la floración en días con menos de 12 horas de luminosidad; entre estas tenemos: soya, camote, arroz, tabaco, sorgo, maíz, algodón, Etc. Todas estas plantas cuando más próximas al Ecuador se cultivan, tanto menor es su ciclo vegetativo.

b. Plantas de fotoperiodismo largo son aquellas en las que la floración es inducida o acelerada con períodos de luminosidad mayores de 12 horas, tales como trigo, cebada, lino, avena, espinaca, rábanos, trébol, Etc.

Son plantas originarias de zonas templadas o de latitudes medias, que cuando se cultivan en latitudes próximas al Ecuador, aumentan su ciclo vegetativo.

c. Plantas de fotoperiodismo Intermedio son aquellas cuyas exigencias fotoperiódicas para la floración, están entre 11 y 13 horas de luminosidad, son propias de las zonas ecuatoriales, tales como caña de azúcar, arroz, Etc.

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d. Plantas de fotoperiodo indiferente son aquellas cuya floración tiene lugar bajo cualquier situación de luminosidad.

Estas plantas se encuentran diseminadas en diferentes latitudes tales como las zanahorias, arvejas, tomates, girasol, apio, zapallo, entre otras.

Es necesario tener en cuenta que las reacciones de las plantas al fotoperíodo, no solamente se manifiesta en la reproducción, sino también sobre la composición química, formación de bulbos, tubérculos, raíces carnosas, caída de hojas, reposo vegetativo, resistencia al frío y sobre otras funciones vitales.

8.18 Inducción al Fotoperiodo

Se ha demostrado también que si una planta de días cortos (noches largas), recibe la luz a la media noche durante 5 a 15 minutos se producirá un retraso en la floración, indicando que no es el día corto el que induce a la floración, sino la noche larga; el mismo efecto se obtiene cuando la planta es iluminada por mayor tiempo. Por el contrario, en las plantas de floración precoz, o fotoperiodo largo (noche corta), el referido tratamiento acelera la floración. Si se intercala un período de oscuridad en ella, no habrá respuesta por parte de ninguno de los tipos de plantas.

8.19. Fotoperiodismo y Distribución El lugar del origen de las plantas está relacionada con la duración del

día que requieren para la floración: por tanto, el fotoperiodo constituye un factor muy importante en la distribución natural de las plantas, porque asegura la reproducción. En general las plantas originarias de latitudes bajas exigen días cortos o intermedios para florecer; mientras que, las plantas originarias de altas latitudes, son de días largos, existiendo importantes excepciones, como el caso de aquellas especies o variedades que florecen a fines de invierno o comienzos de primavera. Sin embargo debe tenerse en cuenta mediante selección y mejoramiento genético se han obtenido variedades que pueden ser cultivadas con ventaja en otras latitudes.

Pese a que la variación del día en el transcurso del año en la zona ecuatorial es muy pequeña, en algunas variedades, la floración depende de pequeñas diferencias en la duración de días, hasta de 15 minutos en el caso de lagunas líneas de arroz, por ejemplo.

8.20. Sombreamiento y Luz Artificial

La mayoría de las plantas se desarrollan ventajosamente bajo la influencia de la luz total, de tal manera que la sombra puede reducir los rendimientos: sin embargo algunas especies crecen mejor en sombras: así, por ejemplo el abeto reduce la intensidad fotosintética cuando la luz es muy

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intensa, produciendo mejor en la oscuridad; el cacao que tradicionalmente es cultivada, en la sombra, en muchas regiones produce mejor con bastante luminosidad, siempre que se cultive bajo buenas condiciones de suelo y agua.

La luz artificial es utilizada para complementar la luz natural en los casos en que esta es de baja intensidad o de fotoperiodo corto.

El mejor tipo de luz artificial es la luz blanca de lámparas fluorescentes de alto potencial (100%), la luz artificial debido a su elevado costo, solamente puede ser utilizada en cultivos de alto rendimiento económico y en trabajos de investigación.

Aplicaciones practicas del fotoperiodo. En la horticultura y floricultura se usa la iluminación artificial para controlar la época de floración o aumentar el rendimiento en condiciones de invernadero.

La selección de una especie o variedad de planta cultivada para una determinada zona requiere del conocimiento del fotoperiodo y fotoperiodismo. En los casos de mejoramiento genético, las nuevas variedades pueden ser desarrolladas más rápidamente mediante el uso de iluminación artificial para reproducir diversas condiciones de fotoperiodo.

La fecha de siembra puede ser determinada en base del crecimiento de la duración del día y de los requerimientos del cultivo.

8.21. Medición de la energía solar.

a. Cantidad de Energía

La cantidad de energía radiante, se expresa en las mismas unidades que el trabajo mecánico, la unidad de radiación en el Sistema Internacional es el Julio (J). En meteorología se sigue utilizando aún la caloría, que es la cantidad de energía necesaria para elevar la temperatura de un centímetro cúbico de agua, de 14,5 a 15,5 ºC, cuya equivalencia con el Julio es:

1 cal = 4,18 J

b. Flujo Radiante (F)

El flujo es la cantidad de energía radiante por unidad de tiempo, que puede ser emitida o transmitida por un cuerpo: se expresa en cal/min. o en J/s; es decir, en términos de potencia cuya unidad es el watt (w).

W = J/s

c. Densidad de Flujo de Radiante (E) La densidad de flujo de radiación es el flujo radiante emitido o incidente, por unidad de área (A); es decir:

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Curso Climatología Básica 97

E = F/A

Se expresa en W/m² o en cal/cm²min

d. Estimación de la Radiación Global La radiación global puede ser medida con bastante precisión por medio

de instrumentos; pero éstos son costosos. Considerando la importancia de la radiación global, muchos autores han derivado relaciones estadísticas entre la radiación solar diaria y el brillo solar. Una de estas es la que fue desarrollada por Ángstrom, en 1,930 y mejorada por una serie de investigadores.

Qg = (a + b n/N)

Donde: Qo la irradiación diaria en el exterior de la atmósfera; a y b son parámetros de la regresión; que deben ser determinadas para cada lugar; n y N las horas de brillo solar observado y calculado, respectivamente.

e. Actinógrafo bimetálico

El actinógrafo permite medir y registrar la radiación global (directa y difusa), a través de la diferencia de temperaturas entre una placa bimetálica de color blanco y otro color negro, ambas expuestas a la acción de la radiación solar protegidas de la humedad por una cápsula de vidrio, opaca a la radiación de onda larga procedente de la atmósfera. La diferencia de temperatura es una función de la intensidad de la radiación incidente.

El registro tiene lugar sobre una banda graduada que va colocada sobre un sistema de relojería, la integración de la curva, con la ayuda de planímetro, arroja la intensidad de la radiación diaria, con una precisión con 10 a 15 por ciento.

Además se requiere un reemplazo periódico de los sensores, hechos que raramente se realizan en los servicios meteorológicos, constituyendo un serio problema en el manejo e interpretación de los resultados obtenidos.

f.Solarímetro

El solarímetro es un instrumento termoeléctrico, de mayor precisión que el actinógrafo, mide la corriente eléctrica generada por una serie de termopares que están expuestos a la radiación solar, de forma similar al actinógrafo. El sistema está conectado a un medidor de voltaje o a un integrador digital.

La radiación reflejada puede medirse invirtiendo la posición del solarímetro. La radiación directa se puede medir colocando una cinta que intercepte la radiación directa.

La radiación neta de onda corta se determina por diferencia entre la radiación solar global y la reflejada.

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Curso Climatología Básica 98

El balance de radiación de onda corta y larga se mide con la ayuda de los instrumentos denominados balanzas de radiación, que tienen sensores tanto en la parte superior como en la inferior, todos estos instrumentos son de alta precisión, sin embargo, requieren una calibración de por lo menos una vez al año, por comparación con instrumentos estandarizados y por personal de los servicios meteorológicos.

g. Heliógrafo tipo Kambell-Stokes

El brillo solar, denominado también insolación, se refiere al tiempo durante el cual el Sol emite radiación en forma directa a una superficie determinada, se expresa en horas y décimas y de mide con el heliógrafo, siendo el más usadas el tipo Kambell - Stokes.

Consiste en una esfera de vidrio de 10 cm. De diámetro, montado concéntricamente en una base metálica. Esta esfera funciona como lente biconvexo que concentra los rayos solares en un punto denominado foco, a esta distancia se coloca una banda de papel. El calor del sol quema la banda. El movimiento del sol cambia la posición del foco, dejando un surco quemado en la banda, cuando el Sol es interrumpido por la presencia de obstáculos o de nubes en la trayectoria diaria, el surco quemado es interrumpido.

El surco quemado se evalúa en unidades de tiempo que están registradas en la banda.

La esfera es colocada en un soporte metálico, con una inclinación en función de la latitud del lugar.

Existen tres tipos de bandas que son usadas de acuerdo a la estación del año; Esto es, una para las estaciones de primavera y otoño y las otras dos para verano e invierno, respectivamente; cada una de estas bandas son colocadas en una ranura de la base metálica.

El heliógrafo debe ser instalado en una superficie plana, donde no llegue sombra, preferentemente en un lugar en el cual los horizontes no sean interrumpidos por la presencia de árboles o de colinas; debe dársele la inclinación en función de la latitud del lugar. Las bandas son cambiadas todas las tardes.

La Longitud de los surcos quemados son medidas en horas y décimas de horas usando la escala impresa en la banda.

***********************

IX. TEMPERATURA

9.1 Introducción

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El calor es una forma de energía que poseen los cuerpos, se manifiestan por la vibración de las moléculas. Y se denomina también energía interna. Un cuerpo estará más caliente cuanto mayor sea su movimiento o vibración molecular. El calor se puede medir en unidades calóricas o de trabajo; sin embargo, en meteorología, como en otras áreas del conocimiento, resulta difícil trabajar con unidades calóricas. Siendo preferible usar el concepto de temperatura.

La temperatura es una magnitud que expresa el estado o índice de calor de un cuerpo. También se dice que la temperatura es la condición que determina la capacidad de un cuerpo de recibir o de ceder calor. En un sistema de dos cuerpos, el que cede calor es aquel que tiene mayor temperatura y no necesariamente el que tiene mayor cantidad de energía interna; esto se debe a las diferencias de capacidad térmica que tienen las sustancias; así, por ejemplo, dos cantidades iguales de masa de suelo y de agua a la misma temperatura, el suelo tiene menor cantidad de calor interno que el agua; es decir, el agua tiene mayor capacidad térmica.

9.2 Escalas de medición de la temperaturaPara poder evaluar y comparar los valores de la temperatura de los

cuerpos es necesario que las mediciones se realicen bajo el mismo patrón de medición; para el efecto se utilizan tres tipos de escalas: Fahrenheit, Centígrada o Celsius, y Absoluta.

Escala FahrenheitEsta escala fue inventada por Fahrenheit, en 1,914, este científico tomó dos limites de referencia; el primero constituido por la temperatura más baja que había sido registrada en el lugar donde vivía y marco con cero (0) y el segundo punto estuvo constituido por la temperatura del cuerpo humano, a este intervalo dividió en 100 unidades y cada una de ellas recibe el nombre de la grado Fahrenheit (ºF). De esta manera, el intervalo entre el punto de congelación y el de ebullición del agua, a condiciones normales (CN), es decir al nivel del mar, es de 180º F y corresponde a las cifras 32 y 212 ºF. Esta escala se sigue usando solamente en algunos países de habla inglesa.

Escala Celsius o CentígradaLa escala centígrada fue desarrollada por el científico Celsius, quien dividió el intervalo entre el punto de ebullición y el de congelación del agua e 100 unidades, marcando con (0) al punto de ebullición; poco después, Linneo invirtió la escala a la forma que actualmente se conoce. Esta escala es ampliamente usada en la mayoría de los países del globo.

Escala Kelvin o Absoluta

Esta escala se llama también termodinámica; comienza con el valor denominado cero absoluto, que es el punto más bajo de temperatura que se puede obtener teóricamente y que corresponde a - 273.16 ºC; mientras que el punto de congelación del agua es igual a 273 ºK y el de ebullición, 373 K; de tal

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Curso Climatología Básica 100

manera que el intervalo entre en la congelación y la ebullición del agua también es de 100 unidades. Las escalas Kelvin y Celsius, son reconocidas por el sistema Internacional de Unidades (SI).

(ºF – 32) ºC (K – 273)----------- = ------ = -------------

180 100 100

Por consiguiente:

100º (ºF – 32)a) ºC = --------------------

180

b) ºC = ºK - 27º

c) ºF = 100ºC/180 + 32

ºF 180 (ºF - 273) d) ºF = ----------------------

100

e) ºK = ºC + 273

100 (ºF - 32) f) ºK = ------------------ -273

180

Así, por ejemplo, si la temperatura del aire es de 54º F:

100 (54 - 32) C = ------------------------ = 12,2º

180

9.3 Temperatura del suelo

La superficie del suelo, con o sin vegetación, es la principal receptora y absorbente de la radiación solar y de la radiación atmosférica, siendo también emisora de radiación. El balance de radiación, variable en el curso del día y del año, produce las variaciones respectivas de temperatura del suelo y del aire.

El balance de calor de una capa de suelo (S) de espesura dZ, está dado por:

Entrada = salida + variación de temperatura (d T)

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Curso Climatología Básica 101

S = k dT/dZ + p c dZ DT* /DT

Donde:

n la capa de suelo (cal /cm²s)K = Conductividad teórica del suelo (cal /cm² s K).

Dt = Diferencia de temperatura entre la parte superior e inferior de la capa Considerada (k)

P = Densidad media del suelo (g/cm³)C = Calor especifico del suelo (cal/gk).dT* = Diferencia de la temperatura media de la capa entre el inicio y el

final de la observación.S = Densidad del flujo en la capa del suelo

La temperatura mínima del suelo tiene lugar en el momento en que el balance de radiación pasa de negativo a positivo luego, se incrementa ocurriendo la temperatura máxima, cuando el balance es máximo; a partir de este momento, comienza a disminuir.

La magnitud de los flujos de calor en el suelo, además del gradiente de temperatura depende de la conductividad térmica, densidad aparente y calor específico del estrato considerando que, a su vez están influenciadas por la composición, estructura y humedad del suelo. Así, la conductividad térmica depende de la porosidad, contenido de humedad y de materia orgánica. Bajo condiciones similares de humedad, la conductividad disminuye de arena fina a la limo y arcilla, debido al incremento de la porosidad en la misma secuencia estructural. Los suelos orgánicos presentan una baja di fusibilidad térmica debido a su mayor porosidad; además con la profundidad disminuye la amplitud de la temperatura, produciéndose un retraso progresivo de los momentos de ocurrencia de las temperaturas extremas

En un ciclo de 24 horas, las temperaturas medias a lo largo del perfil del suelo son prácticamente las mismas. En vista de esta condición, la energía neta disponible en la superficie durante el período de un día, disminuye únicamente por las pérdidas de calor latente de evaporación.

9.4 Temperatura del aireLa temperatura del aire constituye una de las variables meteorológicas

importantes en le estudio del tiempo y el clima. Desde el punto de vista ecológico, la temperatura, junto con la humedad controla el crecimiento y la distribución de los organismos sobre la superficie terrestre. El efecto de la temperatura en los organismos resulta obvio si se compara el tipo de vegetación tropical de la selva amazónica con el de la sierra; o el crecimiento y la reproducción activa del verano con el estado de latencia del invierno, en las regiones extratropicales, inclusive cuando los organismos están aletargados, los procesos bioquímicos que tiene lugar en ellos están influenciados por la temperatura del ambiente.

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Desiertos áridos pueden convertirse en productivos mediante la irrigación, pero el inconveniente de una temperatura excesivamente alta o baja no puede ser controlado eficientemente, excepto en pequeñas extensiones, por eso es que se considera a la temperatura como el elemento climatológico más importante y se dedica especial atención y cuidado en su determinación.

El calentamiento y enfriamiento del aire que se encuentra inmediatamente sobre el suelo es el resultado de los intercambios de calor que tiene lugar entre estas dos masas, que se produce básicamente a través de los fenómenos de conducción y convección.

a. Conducción

Cuando el balance de radiación es positivo, la superficie del suelo esta más caliente que el aire y el calor disponible se trasmite por contacto, del suelo a las moléculas de la sub capa laminar del aire.

De esta forma las moléculas que adquieran energía térmica, se tornan más dinámicas, y se alejan de la superficie del suelo, sin transmitir energías a las moléculas subsiguientes, siendo reemplazadas por otras de menor temperatura, por eso, este fenómeno recibe el nombre de seudo conducción o difusión molecular; en realidad, es un movimiento convectivo en pequeña escala.

El flujo vertical de calor puede ser estimado a través de la siguiente relación:

H = p CpRh dT / dZ

Donde:

p es la densidad del aire, Cp, calor específico del aire a presión constante y Kh, coeficiente de transferencia turbulenta y

DT/dZ = (T - T) / (Z - Z).

DT/dz = gradiente de temperatura potencial entre los 2 ó 3 metros.

b. Convección

A través de la seudo conducción, el aire se calienta de abajo hacia arriba; pero, debido a la baja conductividad térmica del aire, los procesos de calentamiento y enfriamiento no pasarían de 3 metros de altura; si embargo, las observaciones muestran que por lo menos, hasta los 1000 m. se presentan diferencias significantes de temperatura entre el día y la noche, hecho que

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puede ser explicado solamente, teniendo en cuenta el proceso de la convección.

La convección se define como el transporte de masa fluida (gaseosa o líquida), produciéndose, asimismo, una mezcla y transporte de sus propiedades, entre ellas, la energía. Se distinguen dos tipos de convección que son de importancia micrometeorológica, que son la convección libre y la forzada.

Figura 30. Gradiente de la Temperatura en una Atmósfera tipo En días sin vientos, la difusión turbulenta establece un gradiente de temperatura bien definido y sirve como punto de partida para el movimiento convectivo en gran escala. La convección libre es el transporte causado solamente por diferencias en densidad del aire y se inicia cuando el balance de radiación comienza a ser positivo, entonces el aire que descansa sobre el suelo se calienta por conducción, se expande disminuyendo de densidad y, por tanto, se eleva siendo reemplazado por aire más frío y más denso, procedente de los alrededores o de las capas superiores inmediatas. A través de este proceso el aire continúa siendo calentado, más rápida e intensamente por la base.

La convección forzada es el factor preponderante de transporte de calor hacia la atmósfera, es inducida por fuerzas mecánicas externas, como el caso de la fricción de la superficie provocada por las variaciones de velocidad del viento en las capas altas de la atmósfera.

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En días con vientos hay un transporte de masa y energía en sentido horizontal, denominada en este caso advección; en estas circunstancias, el gradiente térmica vertical es quebrada y, los movimientos convectivos resultantes son mayores, dando lugar a una mayor homogenización de la temperatura en el perfil considerado.

Cuando el balance de radiación comienza a disminuir, se establece un flujo de calor por conducción desde el aire hacia la superficie, produciendo un enfriamiento del aire iniciándose por las capas que se encuentran en contacto con el suelo.

Por el aumento de la densidad del aire, frío las diversas capas de la atmósfera, tienden a estratificarse térmicamente, acentuándose durante la noche, hasta el amanecer del día siguiente, en que la temperatura del suelo es mínima. La manifestación de la temperatura mínima del aire se retrasa a medida que se alcance la superficie del suelo, al mismo tiempo que disminuye la amplitud térmica diaria.

9.5 Gradiente vertical de temperaturaSi un volumen de aire es trasladado adiabáticamente (sin ganancia ni

perdida de energía) de una zona de presión P1 a otra de presión P2, se produce un cambio de temperatura de T1 a T2 en la relación siguiente

Donde:

r = cp/cv, es la relación entre el calor específico del aire a presión constante (0,24cal/gal) y a volumen constante (0,17 cal / gk)

Así por ejemplo; si una masa aire a presión de 1000 mb y temperatura de 27º C, es sometida adiabáticamente a una presión de 800 mb la temperatura desciende a 8ºC.

En el estudio del gradiente de temperatura del aire se debe tener en cuenta los siguientes conceptos:

a. Gradiente adiabático seco (d), es el gradiente de temperatura de una masa de aire no saturada de inmediato constituye un parámetro muy importante en meteorología, tiene el valor negativo igual a:

d = 9.76 K/Km = 1 k/100 m

b. Atmósfera Isotérmica, se denomina así cuando no existe variación de la temperatura con la altura.

c. Temperatura Potencial, es la temperatura que tendria una masa de aire que adiabáticamente fuera conducida de una presión estándar 1000 mb.

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d. Subsidencia, este término se utiliza en meteorología para designar el movimiento de grandes masas de aire abajo, a un cuando su velocidad es muy pequeña (2 a 5 m/s), éstos movimientos son de gran importancia en la determinación del tiempo y sobre todo del clima de determinadas regiones sujetas a este tipo de fenómenos, puesto que, cuando el aire desciende se comprime, se calienta adiabáticamente, consecuentemente, incrementa su capacidad retentiva de vapor de agua, disminuyendo la humedad relativa y, por la tanto, se reduce o desaparece la nubosidad, por la evaporación: puede a un gradiente adiabático seco.

La subsistencia provoca condiciones de inversión térmica, sobre todo cuando se encuentra con una masa de aire de menor temperatura que asciende desde las partes más bajas; este fenómeno es característico de la masa de aire de menor temperatura que asciende desde las partes más bajas:

La subsidencia provoca condiciones de inversión térmica, sobre todo cuando se encuentra con una masa de aire de menor temperatura que asciende desde las partes más bajas: este fenómeno es característico de la masa de aire que descansa sobre la costa peruana, en que la inversión es producida por el ascenso de masas de aire húmedo procedente de mar relativamente fría y por el contraste de las masas subsidentes, transportadas por los vientos alisios que logran franquear la cordillera de los Andes. El cielo despejado que pone fin a un largo período de lluvia, corrientemente se debe a la subsidencia de masas de gran extensión.

9.6 Estabilidad atmosférica

La estabilidad atmosférica se refiere a que si está o no sometida a movimientos verticales, ascendentes y descendentes, se considera tres tipos de estabilidad: inestable, estable, indiferente. La determinación de estas características. Constituye uno de los aspectos a considerar en el comportamiento del tiempo.

a. Atmósfera Inestable

Consideremos el caso de la Figura... a en la cual la temperatura de la atmósfera (línea a trazos); en este caso, la masa de aire que asciende adiabáticamente del punto A al punto R, tendrá una temperatura superior a B´ y será menos densa que el medio que lo rodea; por lo tanto, continuará ascendiendo hasta encontrar una condición d equilibrio térmico; a esta condición se denomina atmósfera inestable.

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Figura 31. Bajo condiciones de estabilidad del aire A, el aire se resistirá a ascender. Bajo condiciones de inestabilidad B, asciende espontáneamente.

b. Atmósfera Estable

Considerando ahora que el perfil de temperatura actual tiene un gradiente menor que el adiabático (Figura b); es decir, bajo condiciones de inversiones térmica, en este caso, si una masa de aire asciende adiabáticamente de C a D, tendrá menor temperatura que el aire que lo rodea, será más densa y, por lo tanto, tendrá la tendencia a retornar a su posición original. A esta condición se denomina atmósfera estable.

c. Atmósfera Indiferente

Por otro lado, si el gradiente de temperatura actual es igual al gradiente adiabático; entonces, si una masa de aire se desplaza hacia arriba o hacia abajo, tendrá la misma temperatura que el aire que lo rodea, será más densa y, por lo tanto, tendrá la tendencia a retornar a su posición original. A esta condición se denomina atmósfera estable, frecuentemente con la atmósfera seca. Es necesario tener en cuenta que el perfil de temperatura de una masa atmosférica se puede encontrar estratos con diferente grado de estabilidad.

9.7 Terminología climatológicaLos valores de la temperatura del aire reciben diversas denominaciones

dependiendo de la forma como éstos han sido obtenidos:

a. Temperatura Máxima, es valor más alto observado en el transcurso de un período dado generalmente dentro de las 24 horas del día.

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b. Temperatura Mínima, corresponde al valor más bajo observado dentro del período conservado, generalmente también dentro de las 24 horas.

c. Temperatura Media Diaria, es valor medio de las observaciones realizadas durante el curso del día; existen tres procedimientos:

La media entre la máxima y la mínima; es el procedimiento más sencillo porque requiere una sola observación al día, haciendo uso de los termómetros de máxima y mínima. Los resultados son un elevados pero sirven para dar una buena información

Tm = (Máx + Mín)/2

A través de la media obtenida en las tres observaciones climatológicas:

Tm = (T4 + T2 + T3) / 3

Media horaria, es la que se obtiene promediado os valores de la temperatura obtenidos en 24 observaciones, constituyendo el valor más exacto pero requiere el uso de instrumentos registrados.

Tm = (T1 + T2 +...T24) /24

d. Oscilación Diaria, denominado también amplitud o rango es la diferencia o rango entre la temperatura máxima y la mínima.

e. Temperatura Media Mensual, se refiere al promedio de las temperaturas medias diarias de todo el mes.

f. Temperatura Media Mínima Mensual, es el promedio de las temperaturas mínimas observadas ENE le mes al cual se refiere.

g. Oscilación Medida Diaria, es la amplitud o rango de la variación mensual de la temperatura; está dada por la diferencia entre la temperatura media máxima y media mínima mensuales.

h. Oscilación Mensual Absoluta, es la media de las diferencias entre máxima de un mes determinado obtenida con los datos de un suficiente número de años.

i. Temperatura Máxima Absoluta, corresponde al valor más alto observado en el período considerado (semana, mes, estación).

j. Temperatura Mínima Absoluta, es el valor m0s bajo de las mínimas observadas en un período determinado (semana, mes, estación).

k. Temperatura Media Anual, viene a ser e promedio de las 365 temperaturas medias diarias; pero, por regla general se determina por el promedio de las doce temperaturas medias anuales.

l. Oscilación Media Anual, corresponde a la diferencia entre las medias del mes más caliente y el mes más frío .

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ll. Anomalía Térmica, es la diferencia entre la temperatura normal y la media de un período determinado; es positiva cuando el valor observado supera a la normal y, negativo, en el caso contrario.

m. Temperatura Normal, es la media obtenida después de varios años de observaciones, constituye un valor fijo y característico del clima de un lugar. En la zona ecuatorial, se puede tener un valor bastante representativo, con pequeño margen de error, con tres o cuatro años de observaciones. En todo caso, al alejarse del ecuador, las medias anuales tienen poco significado, ya que todas las medias mensuales se apartan considerablemente de neutralizan mutuamente hasta darnos una media que puede ser la misma para climas de diferentes tipo.

n. Temperatura Sensible, es aquella que experimenta el cuerpo humano cuya sensación depende de una serie de condiciones atmosféricas y, por tanto no concuerda con los valore observados.

El cuerpo humano está refrigerado por los procesos de irradiación y transpiración y todo proceso que favorezca uno de estos fenómenos dará la sensación de menor temperatura. Así, temperaturas de -50º C pueden ser soportables cuando el aire está en calma (sin viento); en cambio, temperaturas de 10º C con fuertes vientos son muy frías casi insoportables. Por otro lado, la brisa que se produce en un día de elevado calor actúa acelerando la irradiación y la transpiración, dando la sensación de menor calor.

Temperaturas de 30º C en el Ecuador resultan más desagradables que en el desierto porque la sequedad en este último permite una mayor transpiración que el aire húmedo. En el otro extremo, el frío seco es menos molesto que el frío húmedo, pues la humedad siendo mejor conductor del calor deja escapar mayor cantidad de calor del cuerpo por conducción.

9.8 Variación de la TemperaturaLa temperatura varía tanto en el tiempo como en el espacio, la variación

temporal puede analizarse en forma diaria y anual.

Bajo condiciones del cielo despejado, la variación diaria de la temperatura describe una temperatura sinusoidal; va desde un valor mínimo en la madrugada hasta un máximo pasado el medio día, para ir luego decreciendo hasta la puesta del Sol y durante la noche. El momento de la máxima temperatura no coincide con la máxima incidencia de la radiación solar, sino que se produce poco después de ésta, esto se debe a que las ganancias de energía se van acumulando progresivamente.

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Figura 32. Inversión por enfriamiento nocturno

Por otro lado, observando los valores medios mensuales de la temperatura de un lugar cualquiera se puede ver que estos no son constantes en el curso del año, sino que, presentan una variación casi regular, que es consecuencia de la variación y duración de la radiación solar. La máxima anual presenta después de la máxima correspondiente a la radiación solar; en este caso, con un retraso de dos o tres meses; así: por ejemplo, en el hemisferio sur, la máxima de temperatura se presenta a mediados de enero y la mínima a fines de julio, debiendo al efecto acumulativo que sufre la energía, especialmente sobre el suelo y el agua.

Figura 33. Gradiente de temperatura junto al suelo

Las zonas comprendidas entre los trópicos presentan dos máximas, separadas por dos mínimas, cuya duración depende de la distancia al Ecuador, además, la amplitud de la variación se incrementa con a latitud, Fuera de los trópicos, hacia los polos, las máximas producen al mimo tiempo en todas las latitudes de un hemisferio, pero las mínimas varían de un mes a otro, en estas zonas polares el calentamiento aumenta diariamente hasta que el Sol desaparece del horizonte; en cambio en el invierno la temperatura continúa bajando hasta que el Sol vuelve a aparecer.

La variación diaria y anual de la temperatura depende del balance de radiación en la superficie, estos procesos son afectados por factores de carácter meteorológico y geográfico.

9.9 Factores Meteorológicos

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Entre los factores meteorológicos que tienen influencia en la variación diaria y anual de la temperatura tenemos: humedad atmosférica, nubosidad, nievosidad, advección.

a. La Humedad Atmosférica, por su gran capacidad de absorción de energía, constituye el regular térmico de mayor importancia en la atmósfera. Una atmósfera cargada de vapor de agua absorbe gran cantidad de energía calórica, impidiendo las pérdidas de calor hacia el espacio; es decir, el calor queda atrapado en la atmósfera, disminuyendo la amplitud de la oscilación (efecto de invernadero). La atmósfera seca es más transparente a la radiación infrarroja, por lo tanto, la radiación solar llega con mayor intensidad a la superficie, elevando la temperatura del suelo y de aire junto a él, de la misma manera, la energía que sale de la superficie se pierde libremente al espacio, determinando mayor descenso. En resumen, se produce una mayor amplitud de la oscilación diaria de la temperatura.

b. Las Nubes, tiene un alto índice de reflexión, de tal manera que gran parte de la radiación solar es devuelta al espacio, disminuyendo a radiación que debe llegar a la superficie; de igual forma, impide las pérdidas de calor desde la superficie, dando como resultado una menor amplitud de la oscilación de la temperatura.

c. La Nieve, al igual que las nubes, tienen alto índice de reflexión. En los lugares cubiertos de nieve, durante el día disminuyendo el saldo de radiación, impidiendo que el suelo eleva su temperatura; mientras que durante la noche, debido a las pocas reservas de calor almacenado en el suelo, la temperatura desciende considerablemente; es decir, tanto la temperatura del día como de la noche es relativamente baja y con reducida oscilación, dependiendo, as u vez de la nubosidad y de la humedad del aire.

d. Advección, o sea el transporte de energía asociada al transporte de masa, constituye una fuente adicional de calor

9.10 Factores Geográficos

Los factores geográficos que mayor incidencia tienen en la variación de la temperatura son: la latitud altitud, distancia al mar, entre otros.

a. Latitud y Estaciones del Año, constituyen el primer factor debe tenerse de en cuenta al estudiar las zonas climáticas, puesto que de ella depende el grado de inclinación de los rayos solares varían muy poco de una estación a otra, en cambio a medida que nos distanciamos del Ecuador la variación es considerable. El verano, con menor inclinación de los rayos solares y con mayor duración del día y el enfriamiento de la noche produce una oscilación pequeña; mientras que la variación anual se incremente significativamente.

b. Altitud, en general, la temperatura media disminuye con la altitud. Con la altitud disminuye la densidad del aire y, con ello, el contenido de vapor de agua y de bióxido de carbono. La incidencia de radiación solar durante el día es alta, determinando un incremento proporcional de la temperatura; sin embargo,

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durante la noche las pérdidas de energía son también altas incrementando de esta manera la oscilación diaria de la temperatura.

c. Distancia al mar; el mar constituye la principal fuente de humedad atmosférica; por consiguiente los lugares que están próximos al litoral poseen una atmósfera más húmeda; por lo tanto, la variación diaria de temperatura es pequeña. Siendo de apenas de 1 a 3º C. En las zonas continentales, estos valores pueden llegar a 10, 20 30 º C.

9.11 Distribución Horizontal de la Temperatura

Una vista panorámica de la distribución de la temperatura se obtiene si se conecta los lugares de valores iguales de temperatura. Estas líneas de igual temperatura se llaman isotermas.

Unas veces se traza las isotermas, corrigiendo los valores por el efecto de la altitud; mientras que en otros casos, se prefiere trabajar con los valores reales, a través de una relación simple se puede reducir la temperatura a un nivel base de referencia que generalmente es el nivel de mar. Esta última forma se usa cuando se desea tener una representación real sobre superficies relativamente pequeñas, como una provincia o hasta un país, con fines agrícolas, forestales o industriales.

En un mapa mundial de distribución de la temperatura podemos observar que le hemisferio norte es más cálido que el hemisferio sur, como resultado de mayor masa de tierra en ese hemisferio y por la mayor duración del verano. Por eso el Ecuador térmico no coincide con el geográfico sino se encuentra aproximadamente cerca del paralelo 10º N, que en promedio es 0,5º C mayor que en Ecuador

9.10 Medición de la Temperatura

La medición de la temperatura tiene lugar a través de la determinación de la variación de ciertas propiedades de los cuerpos sometidos a diferentes temperaturas, tales como el cambio de volumen de los sólidos y líquidos; también se utiliza la variación de la resistencia eléctrica de los metales y la fuerza termoeléctrica producida por dos metales en contacto. El instrumento que sirve para medir la temperatura se llama termómetro.

a. Lugar y hora de medición

El lugar y hora de las observaciones de la temperatura depende de los fines y necesidades de la información; así, por ejemplo, en la meteorología sinóptica las observaciones de la temperatura del aire se realizan en los diferentes niveles de la atmósfera, a intervalos regulares de tiempo, que son establecidos por la Organización Meteorológica Mundial. En climatología, la temperatura es medida dentro de la caseta meteorológica a una altura ente 1,5 y 2,0 m. En agrometeorología, las observaciones se realizan a diferentes alturas, dentro del dosel de las plantas y de cubierta vegetal.

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Curso Climatología Básica 112

b. Caseta Meteorológica

La caseta meteorológica es un ambiente construido por paredes de madera tipo persiana a fin de permitir un adecuado intercambio gaseoso entre el interior y el exterior, tanto lateral como vertical. Desde esa cubierta por un techo, también de madera para proteger de la lluvia, granizo, nieve insolación, Etc. Existe de diferentes tipos y tamaños, pintadas de color blanco (interior y exterior). La esta ubicada de tal manera que no permita la insolación en el momento de la observación (al Sur en el Hemisferio Sur). La caseta y los soportes deberán ser repintados regularmente con pintura brillante.

Figura 34. Esquema de una caseta meteorológica

c. Tipos de Termómetros

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Curso Climatología Básica 113

Los termómetros más comúnmente usados en meteorología son: de estación, de máxima, de mínima, registradores, de resistencia eléctrica, termoeléctricos, etc.

Figura 35. Termómetro de radiación nocturna

d.Termómetro de Estación

Llamado también termómetro seco, consta de un bulbo y un capilar que contienen el mercurio, protegidos por una estructura de vidrio sobre la cual está adosada una escala. Cuando la temperatura se incremente, el mercurio del bulbo se dilata en el capilar, indicando el valor de la temperatura disminuye, el mercurio se contrae. El rango de la escala es generalmente de 20° a 50º C, la mayoría de las escalas están divididas en intervalos de 0,2 ó 0,5º C, de tal manera que se puede hacer estimaciones de 0,1 ºC.

d. Termómetro de Máxima

El termómetro de máxima es generalmente de mercurio se base en el mismo principio que el termómetro clínico es decir, lleva un estrangulamiento entre el bulbo y el capilar de manera tal que, cuando la temperatura se incrementa, el aumento de volumen de mercurio del bulbo produce el paso hacia el capilar, hasta lograr el valor máximo de temperatura.

Cuando la temperatura desciende, el mercurio se contrae y la columna del capilar se separa manteniendo la posición máxima alcanzada para ser leída posteriormente. Cuando se desea realizar una nueva lectura primero se une la columna de mercurio del capilar con el del bulbo. Se debe verificar que el extremo interior de la columna este próximo a la construcción del capilar; si se constata que a lo largo de la columna existe una separación del capilar, el termómetro debe inclinarse lenta y cuidadosamente hasta conseguir la unión de las partes y luego realizar la lectura.

Este termómetro es colocado en posición horizontal con el bulbo, en la parte más baja.

f. Termómetro de Mínima

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La sustancia utilizada como elemento sensible en los termómetros de mínima, es generalmente alcohol (debido a su bajo punto de congelación) cuyo funcionamiento es emitir el termómetro ordinario de mercurio, con la diferencia de que el interno del capilar adentro de la columna de alcohol, se encuentra una barrita indicadora, la que, por efecto de la capilaridad del menisco. No pasa hacia e lado del vacío.

Antes de iniciar con la medicina de la temperatura mínima, el termómetro se invierte quedando el bulbo para arriba de esta manera se pone en contacto la barrita con el menisco de mercurio, sí a partir de este instante, la original; pero, si la temperatura disminuye, al contraerse la columna de alcohol, la barrita es arrastrada por el menisco de la temperatura, dejándola en esta posición para que pueda ser leída posteriormente.

El margen normal de error para instrumentos de buena calidad, cuando son usados y mantenidos correctamente es de 6,3º C, los termómetros seco y húmedo, son leídos con una exactitud de 0,2º C, mientras que los registradores.

g. Termógrafos Es un termómetro que realiza un registro constante de la variación de la temperatura en función del tiempo. El termógrafo más común es el bimetálico. Para estudios especiales, como el caso de determinaciones de gradientes de temperatura, se usan los termógrafos eléctricos. Generalmente los termógrafos están combinados con registradores de humedad relativa, en cuyo caso se denominan termohigrógrafos.

Figura 36. Termómetros de temperaturas extremash. Geotermómetros

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Sirven para medir la temperatura del suelo, a diferentes profundidades, generalmente a 2, 5, 10, 20, 50 y 100 cm. El suelo debe estar cubierto con gras, a veces en necesario conocer los valores de temperatura en condiciones de suelo desnudo. Las observaciones deben realizarse en suelos representativos, no disturbados, bien nivelados y no sujetos a inundaciones.

Figura 37. Termómetro enterrado

9.11. Unidades TérmicasLa velocidad de las funciones metabólicas de la mayoría de los

organismos está condicionada a la temperatura del medio; en un ambiente de alta energía ocurre una aceleración de los procesos bioquímicos anticipadamente los estadios de desarrollo de las plantas significa que el cielo de la planta tiene una duración condicionada a la energía disponible en el medio, siempre que las oras condiciones vitales sean óptimas.

a. Grado-día. Grado día es e concepto de evaluación simplificada de la energía que

está a disposición de la planta en cada día y es un a medida que contempla la diferencia de temperatura entre la media diaria y la mínima vital necesario.

El mínimo necesario para el desarrollo de una planta se denomina también temperatura basal o cero biológico; es decir, es el punto por debajo del cual la función clorofílica no compensa las necesidades de respiración de las plantas.

Si la temperatura mínima basal es de 6º C y la media diaria de 25º C; entonces:

GD = 25 - 6 = 19

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La planta ha acumulado 19 GD durante ese día.

También se ha propuesto considerar una temperatura máxima basal, cuya diferencia con la media diaria tampoco debe ser considerada en el cómputo de los grados-días; es decir, se debe considerar solamente la diferencia entre el máximo basal (MB) y el mínimo basal (mb).

Así, por ejemplo si la temperatura mínima basal es de 6º C y la máxima basal de 18º C, para una temperatura media de 25ºC, se tiene:

GD = (25 - 6) - (25 -18) = 12

b. Constante Térmica La constante térmica del ciclo vital de una planta se refiere a la cantidad

de unidades de calor o grados-días, acumulados desde la siembra incluso la maduración. También puede ser referida a una fase específica de la planta. Este valor es aproximadamente constante para cada especie o variedad que crece en un mismo lugar o bajo las mismas condiciones ambientales. Así, por ejemplo, la cebada requiere desde la siembra a la maduración una suma de 1700 G.D; el trigo, 2000, el maíz, 2500 G.D.

La constante térmica puede ser determinada por tres procedimientos:

- Método directo, consiste en sumar directamente las temperaturas medias diarias durante todo el ciclo, con excepción de los valores menores de 0º C.

- Método residual, se determina solamente la diferencia entre la media y la mínima basal, descontando la diferencia con la mínima basal y la diferencia entre la media y la máxima basal.

- Método exponencial, considera que el crecimiento y, sobre todo la acumulación de materia orgánica, sigue la ley de Van T'Holl, que dice: La velocidad de las reacciones físico químicas se duplica por casa aumento de la temperatura de 10º C, sobre el cero biológico: por tanto, deberá tenerse en cuneta esta situación.

c. Objeciones al concepto de grado día

La constante térmica en base, al concepto de grado-día está sujeta a ciertas críticas; entre ellas:

Supone la existencia de un solo valor base de temperatura para todos los procesos vitales; sin embargo, se sabe que cada proceso vital tiene sus propios límites que difieren de los demás.

Supone que la temperatura diurna y nocturna tiene igual importancia; es decir, desconoce el efecto del termoperíodo diario.

Considerando que la respuesta de la planta a la temperatura sigue una función lineal.

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No considera el fotoperíodo ni los efectos de la fertilidad del suelo.

No diferencia los efectos de la primavera con los de un verano frío.

9.12. Termoperíodo y TermoperiódismoSe denomina termoperiodo a la variación periódica de la temperatura.

La variación del termoperíodo tiene un claro efecto en el desarrollo de los vegetales superiores, especialmente en las manifestaciones de las diferentes fases que las manifestaciones de las diferentes fases que caracterizan el cielo; a estas reacciones se denomina termoperiodo, la periocidad puede ser anual y diaria.

a. Termoperiodismo anual

El termoperiodismo anual es el que determina, en mayor o menor grado, la distribución de las plantas sobre la superficie terrestre. Por tanto el éxito o fracaso en la introducción de especies y variedades exóticas depende de la semejanza de las condiciones termodinámicas anuales de la región de origen, con la región donde se desea hacer la introducción de los cultivares.

Así, por ejemplo, algunos cultivos como el cirolero presentan menos exigencias en sumas de temperatura cuando la amplitud de la temperatura anual es mayor.

Una clasificación de las plantas según su respuesta a la variación anual de la temperatura anual es mayor.

Una clasificación de las plantas según su respuesta a la variación anual de la temperatura es la siguiente:

- Termocíclicas.- Son aquellas que presentan tejidos activos durante uno o más períodos anuales de temperatura; tales como las plantas perennes y anuales.

- Paratermocíclicas.- Son las especies anuales con tejidos activos en una parte de la termofase negativa y positiva, como es el caso de los cereales de invierno; estas variedades germinan en el otoño, luego entran en reposo durante el invierno (termofase negativa) y continúan con su crecimiento en la primavera siguiente. Es necesario destacar la acción favorable de la termofase negativa durante el estado juvenil pues sin ella los rendimientos son muy reducidos.

- Atermocíclicas.- Son las especies anuales con tejidos activos solamente en al termofase positiva del termoperíodo anual; ejemplo: tomate, sorgo, maíz, Etc.

b. Termoperíodo diario Ha sido demostrado que la variación diaria de la temperatura tiene una gran influencia en el metabolismo de la planta, especialmente en la floración y

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fructificación en algunas especies como el tomate: estas especies presentan crecimiento indefinido cuando son sometidas a temperaturas constantes de 26º C , sin florecer. Para inducir la floración y fructificación es necesario someter a las plantas a un enfriamiento de 19º C

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X. HELADAS

10.1. Introducción

En muchas regiones del mundo las plantas constituyen un verdadero factor limitando para la producción agrícola y donde éstas son frecuentes, afecta la distribución de las especies naturales y cultivadas, determinando el modo y tipo de cultivos de una región. El fenómeno de la helada como contingencia agrícola ocurre cuando la temperatura del aire desciende a valores tan bajos que produce la muerte de las plantas.

La helada es un proceso a través del cual los cristales de hielo son depósitos sobre las superficies expuestas o se forman dentro de los tejidos del vegetal, como consecuencia de que la temperatura ha descendido por debajo del punto de congelación del agua.

10.2. Tipos de Heladas

La literatura que trata sobre las heladas indica la existencia de diferentes designaciones para clasificar este proceso, pero se puede dividir en tres grupos, heladas según su origen, época y apariencia; Cada uno con sus respectivas subdivisiones.

a. Heladas según su origen Según su origen se refiere a las causas que determinan el enfriamiento;

comprende; las heladas de advección, las orográficas y las mixtas.

- Heladas de Advección Las heladas de advección son provocadas por una invasión de aire frío procedente de otras regiones, se presentan frecuentemente en zonas de climas templados que se encuentran bajo la influencia del movimiento de masas de aire procedentes de los polos que se desplazan sobre extensiones muy grandes, persistiendo por varios días provocando serios daños en la agricultura. El aire frío se propaga con velocidades regulares y con corrientes turbulentas en la capa de aire próxima al suelo. La nubosidad que puede acompañar, a este fenómeno no tiene influencia decisiva sobre la temperatura, puesto que toda la masa de aire está fría.

- Heladas de Radiación Las heladas de radiación son más localizadas que las de advección, afecta exclusivamente al microclima. Se presentan en condiciones de aire en calma o con vínculos muy flojos, el cielo se presenta limpio debido a la escasez de vapor de agua facilitan las pérdidas de calor por irradiación desde la superficie de temperatura constituye una característica esencial cuya estabilidad atmosférica impide la mezcla turbulenta con capas superiores de mayor temperatura.

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En las laderas el aire más frío y más denso, drena hacia las partes más bajas de los valles y planicies a través de un flujo laminar, dando como resultado que las heladas sean más intensas y más frecuentes en las partes más bajas y en las depresiones del terreno.

- Heladas Mixtas Las heladas mixtas son las que se producen cuando la advección y la irradiación ocurren en forma simultánea. Otras veces, cuando el proceso de irradiación fuerte. En otros casos, los procesos de advección no llegan a producir heladas, pero contribuye a la formación de heladas de irradiación.

b. Heladas según la época

Según la época de ocurrencia tenemos las heladas de primavera y otoño.

- Heladas invernales Son las que presentan en el invierno, provocan menos daños en

los climas templados y fríos debido a que esta época la mayor parte de las plantas se hallan en reposo.

Sin embargo, en zonas tropicales, los daños pueden ser de gran consideración, especialmente en plantas perennes como el cafeto, los daños son debidos a la falta de reposo significa en el invierno y a su baja tolerancia al frío.

- Heladas de primavera Las de primavera o tardías son las que se presentan después de

haber finalizado el invierno en los climas templados y fríos; son muy perjudiciales puesto que encuentran a las plantas en estado activo con surgimiento de brotes, botones florales y frutos.

- Heladas otoñales Las heladas otoñales se presentan en otoño antes de iniciarse el

invierno pueden ser dañinas cuando todavía existe vegetación activa. Los fríos prematuros en otoño pueden interrumpir bruscamente el proceso de maduración de frutos, ramas florales y de otros órganos, de cuyo conjunto depende la producción del año siguiente.

c.Heladas según la apariencia

Según su apariencia las heladas se dividen en blancas y negras.

-Escarcha o helada blanca

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Se conoce con el nombre de helada blanca o escarcha a la presencia de hielo cristalino sobre la superficie de las hojas de las plantas y sobre otros objetos expuestos a la irradiación nocturna. Esto ocurre cuando la temperatura desciende hasta el punto de saturación del vapor de agua. En estas circunstancias el vapor de agua pasa directamente al estado sólido, formando cristales en forma de escamas o agujas.

- Helada negra

La helada negra ocurre cuando existe bajo contenido de vapor de agua en la atmósfera, de tal forma que la temperatura desciende por debajo de 0º C, sin alcanzar al punto de saturación; por tanto, no hay formación de escarcha sobre las plantas; si no que, el hielo se forma en agua de los espacios intercelulares, que tiene menor concentración osmótica.

El hielo, por tener menor tensión de saturación, se comporta como una sustancia higroscópica; esto permite la sequía por otro lado, el incremento de volumen, asociado a la cristalización del agua bajo la forma de agujas, ejercer presión en las paredes celulares, las que finalmente se rompen.

Por tanto la planta muere rápidamente, adquiriendo una coloración oscura, d allí la denominación de helada negra. La helada negra es más perjudicial que la helada blanca, puesto que se produce, a temperaturas menores de 0ºC.

10.3. Causas de las heladas

Estudiar las causas de las heladas equivale a analizar cuáles son los factores que favorecen o dificultan el proceso de enfriamiento del aire y los factores que determinan el grado de susceptibilidad de las plantas frente a la acción del frío. Los primeros pueden ser llamados factores físicos y, los segundos, factores biológicos.

A. Factores físicosLa ocurrencia de las heladas responde a la acción de una serie de

factores o causas físicas que, según la extensión del área afectada, puede dividirse en dos categorías; macrometeorológicas.

Los factores macrometeorológicos son los que determinan las características del tiempo atmosférico y, consecuentemente, la época de ocurrencia de las heladas, la extensión de los fenómenos y sus genéticos; entre estos factores destacan; las estaciones del año. Los occidentes geográficos regionales. La humedad, que determina, en su conjunto, el balance calórico y la circulación general de la atmósfera. Los factores micrometeorológicos son de carácter local e influyen en la duración e intensidad de las heladas; entre éstos podemos mencionar; relieve local y tipo de suelo.

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b. Estaciones del año.Las estaciones del año están asociadas al movimiento de traslación de

la Tierra en torno del Sol y a la latitud. Las heladas son propias de la primavera, del invierno y el otoño. En el invierno, la menor intensidad de la radiación solar y la menor duración el día, especialmente en latitudes bajas, determinante, mayor frecuencia e intensidad de las heladas.

c. Accidentes geográficos regionalesLos principales accidentes geográficos que intervienen en el grado de

enfriamiento del aire, son la altitud y la distancia al mar.

En las partes altas de las cordilleras como en los Andes, el balance de la radiación solar es afectado por la disminución de la temperatura, fuerte inversión térmica, con heladas de irradiación, cuya magnitud depende del contenido de vapor de agua y la altitud. En las zonas tropicales y subtropicales las heladas comienzan a ser cada vez más frecuentes a partir de los 2500 m. De altitud.

Por otro lado, cuanto, más lejos se encuentre de la influencia del mar, menor es el contenido en vapor de agua en el aire, mayores son las oscilaciones diarias de temperatura, produciendo fenómenos de inversión.

d. Vapor de agua y nubosidad El vapor de agua es el constituyente de la atmósfera con mayor capacidad de absorción de energía calórica; cuando el contenido del vapor es bajo, se produce una mayor oscilación diaria de temperatura.

e. Relieve localEl relieve local es un factor de gran importancia en la ocurrencia e

intensidad de las heladas, especialmente de las heladas de irradiación. La superficie del suelo se enfría por irradiación; cuando ésta es horizontal, el aire frío se mantiene en equilibrio; mientras que, en superficies, inclinadas, el aire frío, de mayor densidad, drena hacia las partes más bajas, expulsando hacia arriba a las capas de aire más calientes y continúa enfriándose por irradiación; pero esto ocurre hasta un cierto nivel altitudinal; puesto que cuando el aire desciende grandes áreas, adiabáticamente impidiendo la formación de las heladas.

f. Viento y turbulenciaEl viento es el movimiento de la masa de aire debido a la diferencia de

presiones. Cuando el viento tiene una velocidad superior a 1.3 m/s, se produce un movimiento turbulento próximo a la superficie mezclando capas de aire que tienen diferente temperatura, evitando o disminuyendo la inversión térmica. En cambio, cuando la velocidad del viento es inferior, se produce un movimiento laminar, que impide la mezcla turbulenta, facilitando las condiciones de inversión y, por consiguiente, el enfriamiento de las capas de aire que están próximas al suelo es cada vez mayor.

g. Influencia de la vegetación

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La vegetación sirve como capa intermediaria entre el suelo y el aire adyacentes, impidiendo las ganancias y pérdidas, de energía; o sea una disminución de la oscilación térmica. Cuando la vegetación es muy densa, las temperaturas más bajas se observan sobre el dosel, a partir del cual comienza la inversión térmica.

B. Factores biológicos

Las especies de plantas presentan diferentes grados de susceptibilidad a las bajas temperaturas, inclusive entre variedades de una misma especie y dentro de una misma variedad, depende del estado de desarrollo de la planta. Las plantas tropicales y subtropicales pueden morir a temperaturas superiores del punto de congelación del agua; en cambio, algunas especies siempre verdes que soportan sin daños el congelamiento en invierno, son muy perjudicadas por un ligero congelamiento en primavera, igual ocurre con los frutales residuos, cuando están en estado activo. La resistencia de la planta al frío, disminuyen con el contenido de agua en los tejidos; a mayor contenido de agua más actividad de la planta. Además, cuando más vigorosas sean las plantas más resistentes serán las heladas. Sin embargo, los abonos, tanto orgánicos como nitrogenados disminuyendo la resistencia porque implican un estímulo al crecimiento; mientras que el potasio, fósforo, calcio y otros, endurecen las paredes celulares e incrementan la concentración osmótica.

En las zonas tropicales, las heladas afectan más a las especies perennes que a las anuales, porque aquellas permanecen todo el tiempo en el campo; pero, en algunas regiones, las anuales de invierno y las bianuales pueden ser afectadas en zonas templadas.

No obstante, se debe tener en cuenta que existe una gran variación en la resistencia al frío, que depende de la especie en particular y varia en forma muy compleja según las condiciones ambientales, habiendo algunos hechos que aún no están bien explicados.

10.4. Métodos para el control de heladas

Los métodos y técnicas que permiten disminuir el efecto de las heladas están en función de las causas que determinan la intensidad y frecuentemente de las mismas. Entre estos podemos mencionar los siguientes:

a. Aplicación de riego. En aplicación de agua de riego constituye una de las técnicas más adecuadas para disminuir los efectos de las heladas, siempre que el frío no sea demasiado intenso. El agua, por su gran capacidad térmica, contiene grandes cantidades de calor que lo cede al aire cuando disminuye de temperatura y, en especial, cuando se congela. Si se aplica, por ejemplo, un metro cúbico de agua a 20º C a una parcela; cuando ésta agua se enfría hasta cero grados. Libera una cantidad de energía de apropiadamente una caloría por cada gramo

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y por cada grado de disminución de temperatura; por tanto, si la temperatura llega a 0º C, hasta una liberación de 20 cal/g. En un metro cúbico será de 20 millones de calorías. En un caso de que esta agua se enfriaría y liberaría 80 cal/g más de calor latente de solidificación, haciendo un total de 100 millones de calorías por metro cúbico. Esta energía liberada es absorbida por aire circundante y produce una disminución del ritmo de enfriamiento.

b. Uso de calefacción Las heladas son el resultado del enfriamiento del aire; por tanto, una de las formas de disminuir el enfriamiento viene a ser mediante la combustión de petróleo, leña, Etc., cuya función es suministrar calor al medio; además, el humo provoca cierta turbulencia en el aire y contribuye a la mezcla de aire relativamente frío de la base con aire relativamente más caliente de las capas de aire más altas; por eso, se recomienda la quema de combustible que produzca abundante humo. El uso de calefacción es una práctica muy frecuente en los campesinos de los Andes.

c. Ventilación Las heladas, sobre todo las de irradiación, se producen cuando cesa la turbulencia del aire; por ende, si se suministra al campo una corriente de aire mediante el uso de ventiladores, o a través del paso de helicópteros, se produce una mezcla del aire frío con el aire más caliente de las capas superiores.

d. Zoneamiento agrícola Como se ha visto anteriormente, existe ciertas partes del terreno que son más propensas a las heladas que otras; por tanto, se debe realizar un zoneamiento de las condiciones de terreno, programando las siembras de especies y variedades más resistentes en las zonas con menor incidencia

e. Uso de tinglados e invernaderos Los tinglados y los invernaderos se comportan como cobertores de la superficie terrestre, impidiendo las pérdidas de energía por irradiación y en actividades agrícolas altamente rentables.

f. Época de siembraLas épocas adecuadas de siembra permiten evadir el efecto de las heladas, para lo cual se debe programar la siembra en función de las fechas de ocurrencia de las últimas heladas de invierno y de las primeras de otoño.

g. Uso de especies y variedades resistentesEl diferente grado de resistencia a las bajas temperaturas, por ciertas especies y variedades, constituye uno de los medios apropiados para hacer frente al efecto negativo de las heladas.

h. Fertilización adecuada Las plantas que crecen bajo condiciones adecuadas de fertilización o de nutrición mineral son más resistentes a las inclemencias del tiempo. Así, por ejemplo, dosis adecuadas de fósforo, calcio y potasio, incrementan la resistencia a las heladas. El fósforo y el calcio permiten mayor resistencia de

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las paredes celulares y el potasio incrementa la concentración osmótica de los líquidos de la planta, por consiguiente reduce el efecto de la sequía de la helada. Mientras que dosis altas de nitrógeno y materia orgánica induce a un crecimiento vegetativo, con pocas resistencias de los tejidos a la acción del frío.

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*******************************************XI. PRESION ATMOSFERICA

11.1 Definición

La presión es una magnitud física que indica la relación que existe entre el peso o fuerza de un cuerpo y el área sobre la cual descansa; por lo tanto, la presión atmosférica es la presión ejercida por la masa de la atmósfera, sobre la superficie terrestre.

El peso total de la atmósfera es de aproximadamente de 5,6 trillones de Kg. equivalente a una presión de 1,3 Kg/cm². Como la presión en el interior de una masa gaseosa actúa en todas las direcciones, no advertimos aproximadamente los 15,000 Kg. de peso que soportamos a nivel del mar.

El hecho de que la presión en los gases se ejerce en todas direcciones se puede demostrar fácilmente llenando un vaso con agua, tapándola con una lámina de papel o plástico y luego invirtiéndolo, el resultado es que el agua no se riega.

Figura 38. Mapa de la distribución del tiempo a nivel mundial para un día cualquiera de julio y agosto.

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El estudio de la presión atmosférica constituye una de las secciones más importantes de la meteorología; pues, las diferencias de presión dentro de la atmósfera, conducen al flujo de aire de un lugar a otro, tratando de buscar su condición de equilibrio; de esta manera, el viento y los demás elementos del tiempo son afectados por la presión atmosférica.

Experimento de Torricelli

Una idea clara sobre la existencia de la presión atmosférica fue obtenida, en 1,643, cuando Torricelli, hizo la demostración del experimento clásico que lleva su nombre; consiste en lo siguiente:

Se llena con mercurio un tubo de vidrio, calibrado, de aproximadamente un metro de longitud, obturando el tubo con el dedo, se invierte y se introduce en una cubeta conteniendo también mercurio; se observa que el nivel descendiente hasta estabilizarse en una posición determinada.

Este fenómeno se explica porque el peso de la columna de mercurio es contrarrestado por el peso de la masa de aire que descansa sobre el mercurio de la cubeta, actuando de esta manera como una especie de balanza; de forma tal que la presión puede determinarse aplicando al mercurio las leyes y principios físicos.

11.2 Unidades de presión

En meteorología se usan varios tipos de unidades; entre ellas tenemos; los milímetros de mercurio, milibares, pázcales, etc.

a. Milímetro de mercurio (mmhg)Bajo condiciones normales (CN); es decir, al nivel del mar, a 0 ºC y a 45º de

latitud, la columna de mercurio tiene una longitud de 76 cm; por eso se dice que la presión atmosférica es equivalente a una columna de 760 mmhg., significa, si la atmósfera fuera comprimida hasta alcanzar la misma densidad del mercurio, ésta tendría un espesor de 0,76 cm.

b. Milibares (mb)En meteorología, teniendo en cuenta que los mmhg son unidades lineales,

se utiliza como unidad de medida al milibar (mb), que es la milésima parte de una bar; o sea, igual a 1000 din/cm²

P = F/A (1)F = mg (2)

M = d v (3)V = Ah (4)

P = dgh

Reemplazando 4 en 3m = d A h (5)

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Reemplazando 5 en 2 F = d A h g (6)

Ecuación de equilibrio hidrostático.

Donde Po presión : F = Fuerza: A = área; m = masa; g = fuerza gravitacional; d = densidad; V = volumen; h = altura.

Es la unidad de presión adoptada por el Sistema Internacional de Medidas (SI), equivalente a un Newton por metro cuadrado.

Pa = N/m²

Debido a que el Pascal resulta ser una unidad relativamente pequeña, para expresar la presión atmosférica, se recomienda usar el hectopascal.

1 HePa = 100 Pa = 1 mb

Algunas equivalencias:

Bajo CN. La densidad del mercurio es d = 13,596 cm/s²; por tanto:

P = 13,596 x 76 x 980,6P = 1013,250 din/cm²P = .1013, 25 mb

Como N = 100,000 din; 1 m² = 10,000 cm²

Pa = 10 din/cm² = 0,01 mb

Ejemplo 1: Si la presión atmosférica es de 760 mmHg, ¿cuál será la longitud de la columna en un barómetro de agua?

Solución:

h1d1g = h2d2gh2 = h1d1/d2

h2 = 750 x 13,596/1 = 10197 mm = 10,197 m.

11.3 Medición de la presión atmosférica

La presión atmosférica se mide con la ayuda de instrumentos denominados barómetros, los mismos que son de diferentes tipos, los más conocidos son los barómetros de mercurio y los barómetros aneroides.

a. El barómetro de mercurio. En un documento cuyo funcionamiento está basado en el experimento de Torricelli. Consta básicamente de un depósito o cubeta con mercurio, un tubo de vidrio calibrado, también con Hg, protegido por una estructura metálica

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sobre la cual está grabada la escala de medición. Adjunto al barómetro se encuentra un termómetro que permite medir la temperatura del mercurio, que sirve para realizar las correcciones por dilatación

El barómetro es un instrumento relativamente pesado y se adapta con lentitud a los cambios de temperatura, por eso es que se instala en una habitación con temperatura más o menos constante. Además, debe estar en un lugar protegido debido a su fragilidad.

Como quiera que las lecturas de la columna barométrica no se llevan a cabo bajo condiciones normales, hay que realizar tres tipos de correcciones: por temperatura latitud y gravedad.

b. Corrección por temperatura La corrección por temperatura se realiza debido a que la densidad del mercurio varía con los cambios de temperatura.

La densidad del mercurio es:

13,596 (1 - 0.000183 t) g/cm³

La corrección por temperatura está dada por la siguiente asignación:

Ct = - 0.000217 b.t (mb)

Donde b es la lectura directa en mb y t la temperatura del termómetro adjunto en °C.

c. Corrección por gravedad La gravedad varía tanto por latitud como por altitud; por consiguiente, existen dos tipos de correcciones.

La gravedad aumenta del ecuador a los polos; por eso las lecturas realizadas entre el ecuador y 45º de latitud deben sufrir una reducción y aquellas que se realizan a latitudes mayores deben ser aumentadas, en la siguiente proporción:

Cl = 0.00346 b cos lat. (mb).

La gravedad disminuye con la altitud; por eso la corrección por gravedad en función de la altitud es la siguiente:

Ch = - 0.00000026 b.H (mb).

Siendo H la altitud del lugar en metros.

d. Barómetro aneroide y barógrafo

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El barómetro aneroide es un instrumento que no lleva mercurio, consta de una o varias cápsulas metálicas (VIDIE) superpuestas, a las que se les ha extraído casi todo el aire por lo que tienen la propiedad de deformarse con los cambios de la presión, aumentando de volumen cuando la presión disminuye va contrayéndose cuando esta aumenta; estos movimientos son ampliados y transmitidos por un sistema de palancas hacia una aguja indicadora que se desplaza sobre una escala graduada.

El barómetro aneroide puede convertirse en barógrafo en el cual los movimientos de contracción y expansión de las cápsulas son trasmitidas hacia una pluma registradora que traza una línea continua de la marcha de la presión sobre un sistema de coordenada, en función del tiempo.

El fundamento que sirve para construir un barómetro aneroide se utiliza en la construcción de los altímetros en los que la escala de presiones se sustituye por una escala de alturas.

Los barómetros aneroides, aunque menos exactos que el barómetro de mercurio, tienen la ventaja de ser más baratos, resistentes y manejables.

11.5 Variación de la presión atmosférica

Debe destacarse el hecho de que la presión atmosférica no es siempre la misma para un lugar determinado, ni de un lugar para otro, sino que varia por la acción de diversos factores como la temperatura, humedad, gravedad, etc.

a. Variación diaria Al observar el barógrafo, se puede ver que la presión atmosférica varía continuamente, una de estas variaciones se presenta e forma periódica en el transcurso de las 24 horas del día, variación que recibe el nombre de marcha diaria o marea barométrica.

Si las condiciones meteorológicas son de franca estabilidad, se observa dos mínimas y dos máximas. A la media noche, la curva se inicia de un valor superior a la media de donde desciende hacia un primer mínimo, alrededor de las 4 horas, para luego ascender hasta su primer máximo, entre las 09 y 10 horas, desde este instante desciende de nuevo hasta alcanzar su segundo mínimo a las 16 horas para ascender nuevamente y alcanzar su segundo máximo sobre las 22 horas.

El fenómeno es más marcado en las latitudes bajas y disminuye en dirección del ecuador. Desde y hace tiempo se viene buscando la explicación de la marea barométrica en la superposición de dos sistemas de ondas, a saber: la onda portante, semidiurna y la onda modificadora del movimiento de la masa atmosférica como consecuencia de la rotación.

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En el caso particular de la variación de la presión atmosférica en las tres horas inmediatamente anteriores a la observación, se denomina tendencia barométrica. Constituye el elemento infinitesimal, de la variación de la presión en los trabajos de pronóstico del tiempo. Se expresa del calificativo según la escala adjunta:

De 1 a 2 mmHg moderadaDe 2 a 4 " francaDe 4 a 8 " fuerteDe 8 a 12 mmHg muy fuerteMás de 12 mmHg extraordinariamente.

b. Variación anual de la presión La presión atmosférica sufre una variación bastante regular en el curso del año, siendo máxima en invierno, por la mayor densidad del aire frío y, mínima en verano.

La amplitud de la variación anual de la presión atmosférica se incrementa con la latitud: así, por ejemplo, en la zona ecuatorial, como es el caso de Cajamarca (7º S) el rango es solamente 3mb.

Además de la variación regular, la presión varia considerablemente a causa del pasaje de grandes masas de aire de un lugar, desde los centros de alta hacia los de baja presión. En general en los centros de altas presiones predomina buen tiempo y en los de baja, tiempo lluvioso.

Con más propiedad, en meteorología se habla de cambios de tiempo como resultado de la circulación de masas de aire manifiesta una gran tranquilidad, pues a estas latitudes originan en las regiones templadas y polares. No obstante, debe tenerse en cuenta que, como resultado de la alternancia de verano y el invierno entre los dos hemisferios, norte y sur, se observa una variación de la posición del ecuador térmico y, con ello, la posición de la zona de convergencia intertropical. c. Variación de la presión con la altura

La presión desciende rápidamente con la altura; puesto que disminuye la densidad y el espesor de la capa atmosférica. Cerca del nivel del mar es de aproximadamente 1 mb por cada 8.5 m: mientras que a unos 5000 m a razón de 1 mb, por cada 15 m de diferencia de nivel.

Según Laplace, la presión correspondiente a H y Ho

(H Ho) = 18400 log Po/P (1 +t/273)

Donde: P y Po la presión correspondiente a H y Ho (metros) y la altura media en "C" entre los dos puntos.

Para una atmósfera estándar se puede aplicar también la siguiente relación:

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Curso Climatología Básica 132

H = 44308 (1 – (P/PO)0,19003

Donde: P = Presión del lugarPo = 1013 mb.

Cuadro 8. Relación entre la presión atmosférica y la altitud

Altitud Presión(km) (mb)

0 1013,000

5,5 500,00010 265,00020 55,30030 12,00050 0,80080 0,010

100 0,0003

A la relación de la variación de la presión atmosférica por unidad de altura se denomina gradiente bárico vertical, se expresa generalmente en mb o en mmHg por cada 100 m. de diferencia de nivel.

Cuadro 9. Gradiente altobárico en mmHg y en mb por cada 100 metros para intervalos de 1 Km,

Altitud en Km,

Gradiente altobárico

MmHg/100 mb/100 m0 - 1 9.0 12.01 - 2 8.1 10.82 - 3 7.3 9.73 - 4 6.6 8.84 - 5 5.9 7.85 - 6 5.2 6.96 - 7 4.6 6.17 - 8 4.1 5.58 - 9 3.5 4.7

d. Variación horizontal de la presión

La presión y su distribución horizontal son de importancia fundamental para comprender el estado actual del tiempo y su evolución. - Reducción de la presión al nivel del mar Los valores barométricos observados en las distintas estaciones meteorológicas de una región y que están ubicadas a altitudes diferentes pueden ser comparados solamente, si son transferidos primeramente a un nivel de referencia, que convencionalmente es el nivel del mar. Al aplicar la ecuación

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del Laplace, la temperatura de la superficie se toma generalmente igual a la media entre la temperatura, al nivel del mar se calcula aplicando al gradiente térmico igual a 6,5ºC por 1000m.

Por consiguiente, la temperatura al nivel del mar es supuesta, por lo que no se puede hablar de una "presión única" al nivel del mar. El único requisito que se exige es que se aplique el mismo método en todas las estaciones de la red a fin de reducir al mínimo los errores dentro de una misma región.

A la relación que existe entre la diferencia de presiones y la distancia horizontal que separa se denomina gradiente bárico horizontal: dicho de otra manera, el gradiente horizontal es la diferencia de valores de isóbaras contiguas que se hallan a la unidad de distancia.

11.6 Isóbaras, superficies isobáricasSe denomina isóbaras a las líneas que unen a los puntos que en un

momento dado tienen la misma presión atmosférica

El trazado de las isóbaras, marcó el inicio de los pronósticos del tiempo, aunque con poco éxito, por el hecho de que las distribuciones de la presión en la superficie es solo un aspecto parcial del panorama barométrico en su conjunto. Por eso hacia necesario realizar observaciones de la presión a diferentes alturas, que se logra mediante al concepto de superficies isóbaricas, que son los lugares geométricos de los puntos de espacio en los cuales hay una misma presión en un instante dado; permitiendo determinar la dirección y velocidad de los vientos en la altura.

Las isóbaras son líneas de intersección entre la superficie terrestre y la superficie isóbarica de referencia.

Si las superficies isobáricas, fueran paralelas a la superficie terrestre el gradiente básico horizontal será cero. De lo dicho se desprende que el gradiente es fuerte cuando las isóbaras se hallan muy próximas y débiles cuando se hallan muy distantes.

a. Formas isobáricas Las formas que adquieren las isóbaras, son muchas, pero las más importantes son de altas presiones, bajas presiones, las dorsales, en V, en U y paralelas.

Las áreas de altas y bajas presiones, están constituidas por isóbaras cerradas, en las primeras, el valor aumenta de la periferia al interior en el que se da una zona de máxima que se suele representar por la letra H (high = alto) y se denomina también anticiclones. En las segundas la presión disminuye de la periferia al interior en el que se da el valor mínimo y se suele representar por la letra L ( low = bajo), estas ocupan áreas más reducidas que las altas, porque tienen un gradiente horizontal más alto y se denominan también ciclones. Una vez terminando el mapa isobárico o mapa de tiempo, las líneas muestran que las variaciones de presión unas veces son muy graduales y otras

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muy rápidas, pero nunca bruscas, en ciertos aspectos son parecidas a los mapas ecuatoriales, las regiones no se presentan los ciclones y anticiclones migratorios, que son característicos de las latitudes superiores a 30º. b. Distribución de la presión atmosférica en la superficie terrestre

Observando los mapas isobáricos anuales, donde están representados los valores medios, en términos generales, se puede apreciar las siguientes regiones: - Alrededor de la zona ecuatorial se presenta una zona de bajas presiones ocasionada por el mayor calentamiento de las masas de aire, constituyéndose en la denominada Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT); el aire que llega cada vez con mayor temperatura y humedad; por tanto, se produce la convección de masas, el aire que asciende se enfría, el vapor de agua se condensa y finalmente esta zona constituye una de las más lluviosas del mundo.

- En torno de 35º N y 35º S predominan zonas de altas presiones que constituyen los cinturones anticiclónicos aire llega de las partes altas de la atmósfera, con menor contenido de humedad que se calientan adiabáticamente y, por lo tanto las lluvias son menos intensas y menos frecuentes que en la zona ecuatorial.

- En torno de los 60º de latitud norte y sur, predominan zonas de bajas presiones o zonas de convergencia de masas procedentes tanto de las zonas tropicales como de las polares; por lo tanto, son también zonas de convección. - Los polos, por su baja temperatura son importantes centros de altas presiones o zonas de divergencia en las cuales el aire fluye de arriba hacia abajo.

c. Valores extremos de la presión El registro mundial alto para la presión atmosférica corregida a nivel del mar es de 1080 mb, en Ágata, Siberia, el 31 de diciembre de 1968; mientras que el Pacífico, el 24 de septiembre, de 1958, siendo probable que existan aún valores más bajos en el ojo de los huracanes.

11.7. Presión parcial del oxígeno

Según el principio de Pascal, en toda mezcla gaseosa, cada uno de los gases componentes ejerce una presión independiente de los demás; a ésta se denomina presión parcial, cuya suma constituye la presión total de la mezcla; de esta manera, la presión parcial de oxígeno es la parte de la presión atmosférica.Como la masa atmosférica disminuye con la altura, resulta que la presión parcial de oxígeno también disminuye en la misma proporción.

Presión parcial de oxígeno al nivel del mar.

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1013 mb-------100P 02---------23.15

P O2---------115.75 mb

a. Influencia de la reducción de la presión parcial de oxígeno Todos los organismos, cuyo metabolismo depende del consumo de oxígeno, están aclimatados, a través de generaciones, a una determinada presión parcial del oxígeno; sin embargo, la situación es diferente, cuando los organismos de los lugares más bajos ascienden alas partes más altas, donde la concentración del oxígeno es menor; en estas circunstancias son puestos en marcha varios mecanismos de adaptación.

b. Abastecimiento del oxígeno y a la disminución de la presión total. Al conjunto de signos resultantes de la disminución de la presión total y de la presión del oxígeno se denomina "mal de altura" o "soroche", cuyas características más importantes son las siguientes:

- Incremento de la ventilación pulmonar;- Aumento de la producción de eritrocitos;- Disminución de la afinidad de la hemoglobina por el oxígeno;- Incremento de los latidos del corazón,- Aumento de hemoglobina en los músculos;- Cambios en los modelos de enzimáticos;- Colapso hipotónico;- Insomnio, dolor de cabeza, excitación, malestar;- Disminución del tacto, reflejos en los tendones.- Perturbaciones gastrointestinales; vómitos;- Disminución del peso: deficiencia tiroidal.- Edema pulmonar: infecciones, mareos, etc.

Algunas de estas afecciones son producidas por el aumento de volumen de sangre, con hipertrofia del ventrículo derecho y una baja en la presión sanguínea periférica.

Los mecanismos de adaptación en los animales son similares a los que se producen en el hombre, aunque pueden existir otros efectos que aún no han sido bien investigados. En todos los casos, el grado de entrenamiento, adaptabilidad depende de la edad, estado de salud, grado de entrenamiento, altitud, etc.

Los organismos jóvenes se adaptan más rápidamente que los adultos; hasta 3000 m de altitudes mayores puede ser muy difícil o imposible.

No se conoce efectos específicos de la deficiencia de oxígeno sobre el crecimiento y desarrollo de las plantas; pero se sabe que son más afectadas por la disminución de la concentración de bióxido de carbono y por la disminución de la temperatura y humedad que van asociados al incremento de altitud.

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**********************************

XII. VIENTO Y CIRCULACION

La distribución de energía no es uniforme sobre la superficie terrestre; por consiguiente, existen diversos tipos de temperatura y de presión, conduciendo a un desplazamiento del aire, que trata de buscar una condición de equilibrio, dando como resultado los vientos y la circulación de la atmósfera.

12.1 Fuerzas que intervienen en el viento

El viento es el aire en movimiento respecto a la superficie terrestre; es una magnitud vectorial que se caracteriza por su velocidad y dirección, resultante de la interacción de varías fuerzas, tales como el gradiente de presión, el rozamiento, la fuerza gravitacional y la fuerza de Coriolis.

a. Gradiente de presión

Sea un volumen cuya unidad de sección transversal tenga una longitud dx paralelamente al eje de la abscisas, sea p la presión en uno de sus extremos y p +dp en el otro extremo; estas presiones dan lugar a fuerzas que actúan sobre dicho volumen. La fuerza resultante dp hace que las partículas sometidas a mayor presión se dirijan hacia las que soportan menos. La masa de aire es rdx y, por lo tanto, la fuerza resultante por unidad de masa valdrá.

Fx -dp/rdx

Siendo r la densidad del aire. El signo negativo se debe ala que la fuerza actúa en sentido de la presión decreciente.

P - - p + dp

La fuerza del gradiente de presión es la principal causa de viento; se origina como resultado de las diferencias de presión entre dos puntos de la superficie. En la atmósfera, si no actúan otras fuerzas, la del gradiente de presión hace que las partículas se dirijan hacia los puntos de menor presión, tendientes a alcanzar la igualdad de presiones en el sentido horizontal. Esta fuerza actúa perpendicularmente a las líneas de igual presión, representadas por las isobaras.

b. Fuerza de fricción

La fuerza de fricción o de cizallamiento, se desarrolla una vez que el aire ha entrado en movimiento, debido al contacto con la superficie; es opuesta a la fuerza del gradiente de presiones, disminuyendo la velocidad en los estratos inferiores.

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c. Fuerza gravitacional

La fuerza gravitacional, es el resultado de la atracción ejercida entre la masa de la Tierra y de la atmósfera; obedece a la ley de gravitación universal de Newton, que dice; dos cuerpos se atraen entre sí con una fuerza proporcional a sus masas y e inversamente proporcional al cuadrado de sus distancias:

Fg = GMm/r²

Donde Fg es la fuerza gravitacional; G es la constante gravitacional; M es la masa de la tierra, m la masa de un elemento de atmósfera al nivel del mar, y r el radio de la Tierra.

2 m

MM

Figura 39. M masa de la tierra y de la atmósfera M y m, radio de la tierra r y una distancia z cualquiera.

La fuerza gravitacional por unidad de masa (aceleración) ejercida la atracción gravitacional en cualquier punto de la atmósfera será:

g = Fg/mg = -GM/(r + z)²g = gº/(1 + z/r)²

En esta ecuación gº = -GM/r² es la aceleración gravitacional al nivel del mar.

c. Fuerzas aparentes

La segunda ley de Newton, muestra que en una masa de aire referida a un sistema de coordenadas fijas en el espacio, la tasa de variación de momento es igual a la sumatoria de todas las fuerzas actuantes; sin embargo, si el movimiento es referido a un sistema de coordenadas en rotación, la segunda ley de Newton puede ser aplicada solamente si se considera a las fuerzas aparentes, como la fuerza centrífuga y la fuerza de Coriolis; que resultan del movimiento de rotación en la tierra.

- Fuerza centrífugaSi una bola de masa amarrada en la punta de un hilo, girando en círculo

de radio r, con una velocidad angular w, constante, pero la dirección está variando continuamente, es decir, tiene aceleración.

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r

MMM

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dv/dt = w²r

Consecuentemente, visto el movimiento en un sistema de coordenadas fijas, el movimiento es de aceleración uniforme, dirigido hacia el centro de rotación; a esta aceleración se denomina centrípeta.

- Fuerza de CoriolisEn un movimiento relativo de un cuerpo sobre un sistema en rotación,

como es el caso del movimiento de la masa atmosférica; para la aplicación de la segunda ley de Newton, se acostumbra incluir otra fuerza aparente, la fuerza de Corilios.

Por ejemplo, si un objeto es puesto en movimiento uniforme se traza una línea imaginaria, del centro hacia la periferia, un observador ubicado fuera del disco verá una línea recta; mientras que un observador localizado sobre el disco, observará una línea curva.

Figura 40. Movimiento para un observador fuera del sistema (línea recta), trayectoria para el observador dentro del mismo sistema.

En todo movimiento relativo, visto de un sistema de coordenada en rotación, tiene una fuerza aparente que desvía de su trayectoria rectilínea, el camino resultante es curvo, perpendicular al movimiento y opuesto a la rotación de las coordenadas. A esta fuerza de defección se la denomina Fuerza de Corilios, en honor a su descubridor; en el caso de la tierra, es el resultado del movimiento de rotación, que traslada al observador, de su posición original a la posición a la posición actual; tiene una magnitud igual a:

Fc = 2 v, sen

Donde es la velocidad angular de la Tierra, 7,29*10- radiantes/segundo; la latitud y v, la velocidad.

Si la tierra estuviese estática, el movimiento de la masa atmosférica estaría orientado según la fuerza del gradiente los centros de bajas presiones. Sin embargo, observando los mapas isobáricos, el viento corta a las isobaras formando un ángulo, de forma tal que, en el hemisferio norte los centros de baja presión, quedan en la izquierda, del viento y los de alta hacia la derecha, ocurriendo lo contrario en el hemisferio sur.

Ahora obsérvese el movimiento de la bola desde un punto sobre la misma; es decir desde un sistema en rotación; la bola estará estacionaría, pero actuando una fuerza que determina la tensión del hilo. Esto nos índica que para describir un movimiento relativo, aplicando la segunda ley de Newton, en un sistema de coordenadas en rotación, debe incluirse una fuerza aparente

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adicional, que es la fuerza inercial de la bola sobre el hilo, igual y opuesta ala fuerza de aceleración centrípeta.

Se puede decir que la bola en rotación observase de un sistema fijo está sometida a una aceleración centrípeta constante, mientras que observada de un sistema en rotación (movimiento relativo), la bola está estacionaria y la fuerza ejercida por el hilo, debe ser contrabalanceada por la fuerza centrifuga e igual a:

Fc = w²R

En la que w es la velocidad angular de la tierra y R el radio vector posición del eje de rotación de la partícula.

El peso de la partícula en reposo en la fuerza de rotación de la tierra, cuyo valor es menor que la fuerza gravitacional mg, porque la fuerza centrífuga balancea parcialmente a la fuerza gravitacional; por lo tanto, la fuerza de gravedad g sería

g = g* + w²R

La fuerza gravitacional g* es dirigida al centro de la tierra, por el contrario, la fuerza centrífuga es perpendicular al eje de rotación y dirigida hacia fuera.

Si la tierra fuese exactamente esférica, la fuerza de gravedad tendría una componente en dirección al ecuador y paralela a la superficie. Pero, al ser ensanchada en el ecuador compensa a este componente, de forma tal que la gravedad es siempre normal a la superficie en cualquier lugar, por tanto, no necesariamente dirigida exactamente al centro de la tierra.

12.2 Vientos geostróficos

En el ecuador la latitud es cero, por lo tanto, también es cero la fuerza de Coriolis. Cualquier gradiente horizontal de presión horizontal de presión; no habiendo otra fuerza más que el rozamiento, el flujo reducirá a cero el gradiente de presión; por tanto, en el ecuador no pueden, persistir centro de alta y de baja presión.

En otras latitudes el viento es desviado constantemente por la fuerza del gradiente de presión actúa según la dirección del movimiento para aumentar la velocidad. La dirección varía gradualmente y la velocidad aumenta hasta que la porción de aire se desplaza a velocidad constante, paralelamente a las isóbaras.

Al valor de la velocidad del viento que equilibra a la fuerza del gradiente de presión y de Coriolis se denomina viento geostrófico.

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12.3 Circulación

Si una masa de aire descansa sobre una superficie más caliente, adquiere más energía, disminuye de densidad y entre en movimiento convectivo, el espacio dejado por la masa que virtualmente asciende, determina una disminución de la presión, originándose un gradiente horizontal de presión. El aire se desplaza desde los centros de alta presión para ocupar el espacio dejado. El movimiento convectivo determina que, en las capas altas de la atmósfera el aire se acumule, transformándose en una zona de divergencia de masas; mientras que sobre los centros de alta presión se produce una subsidencia ocasionando una disminución de la presión; en las capas altas de la atmósfera, el aire se mueve en sentido contrario a lo que ocurre al nivel de la superficie.

12.4 Tipos de circulación

La circulación de la atmósfera se puede clasificar según la extensión del fenómeno en circulación local, regional y general.

A. Circulación Local

La circulación local es aquella que se produce en pequeña escala, ocasionando por diferencias térmicas, que se producen en el transcurso del día y que dan lugar a los vientos periódicos, tales como las brisas de mar y tierra, las de valle y montaña y los vientos foehn.

a. Brisas de mar y de tierraSe produce como resultado de las diferencias entre las propiedades

térmicas del agua y del suelo, durante el período diurno se calienta más rápidamente que el mar igual ocurre con el aire que descansa sobre la superficie, generando un centro de baja presión; por ende, el flujo de aire al nivel de superficie, será del mar hacia el continente, por lo que se le denomina brisa de mar, en cambio, en las capas altas de la atmósfera se produce un movimiento en sentido contrario.

Durante la noche, el agua almacena por más tiempo, el calor y el aire permanecerá caliente por más tiempo, constituyendo centros de baja presión; mientras que el continente se enfría más rápido y se forma zonas de mayor presión, consecuentemente e movimiento se establece del continente hacia el mar y se tiene las denominadas brisas de tierra.

b. Brisas de valle y de montañaEstas brisas también tienen su origen en el calentamiento diferencial

que tiene lugar entre las masas de aire, en el curso del día.

Durante las primeras horas de la mañana, las laderas se calientan más rápido que los valles, dando origen a centros de menor presión relativa que en los valles; consecuentemente, el aire fluye desde el valle hacia las cordilleras,

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Curso Climatología Básica 141

dando origen a las brisas de valle; mientras que en las capas superiores de la atmósfera el flujo puede ser en sentido contrario. El ascenso de estas masas de aire es relativamente lento y da lugar a la condensación del vapor de agua con formación de nubes cumuliformes sobre las cadenas de montañas.

En las primeras horas de la tarde cuando disminuye el flujo de radiación solar, las montañas por su mayor superficie de exposición y por estar bajo las masas de aire menos denso, se enfría más rápidamente; la presión atmosférica relativa es mayor en las partes altas que en los valles; en efecto el aire drena desde las partes altas hacia las partes bajas, cuyo flujo se denomina brisas de montaña, con velocidad de desplazamiento mayor que la de las brisas de valle.

c. Vientos "foehn"Cuando existen mesetas altas de gran extensión, el aire frío acumulado

empieza a drenar por las laderas, produciéndose grandes cambios de temperatura en poco tiempo; estos vientos son los denominados foehn o chinoock; son molestosos, y desagradables.

B. Circulación regional

La circulación regional se produce en escala mayor que la zonal o local; en la mayoría de los casos, anula los efectos de ésta. Dentro de esta categoría de vientos tenemos a los monzones de verano y de invierno.

a. Monzones de veranoEn el verano el continente se encuentra más caliente que el mar y sobre

él se desarrollan grandes movimientos convectivos, dando lugar a la formación de centro de baja presión; en cambio, sobre el mar el aire está más frío y por lo tanto, las masas de aire caliente, con grandes cantidades de vapor de agua se desplazan desde el mar hacia el continente donde entra en convección, el vapor se condensa dando lugar a lluvias intensas, que producen daños de consideración por inundaciones y desborde de los ríos; tal como sucede en las costas del Asia.

b. Monzones de inviernoDurante el invierno, la temperatura del mar es más alta que la del

continente, la estructura bárica se invierte, sobre el continente predominan los centros de alta presión, en tanto que, sobre el mar se desarrollan centros de baja presión, el viento sopla del continente hacia el mar, transportando masas de aire frío y seco.

Los monzones de verano, por la gran producción de lluvia, permiten el crecimiento de la vegetación natural y de los cultivos, el ganado engorda, el hombre recupera fuerzas para resistir el monzón de invierno e el que la sequía constituye el otro lado de la medalla, provocando hambre y otras privaciones.

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c. Circulación general de la atmósfera

La circulación general de la atmósfera, llamada también circulación planetaria, viene a ser el movimiento de la masa atmosférica en su conjunto. De la distribución media anual de la presión atmosférica, se observan los siguientes sistemas de vientos: Alisios, vientos de Ferrel o del oeste y vientos polares o del este.

d. Vientos AlisiosLos vientos alisios soplan sobre casi la mitad de la superficie terrestre,

tienen su origen en las proximidades de los centros de alta presión subtropicales y se dirigen hacia la zona de convergencia intertropical. Soplan del noroeste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur, son notables por su constancia en dirección y velocidad, siendo más fuertes en invierno. En la zona de convergencia (ZCI) los vientos son más flojos, predominando las calmas, con gran movimiento convectivo. Como la ZCI se localiza en la zona de más alta temperatura, resulta que esta zona es móvil, se desplaza siempre hacia el hemisferio que se encuentra en verano, conjuntamente con las lluvias.

e. Vientos del OesteLos vientos del oeste denominados también vientos de Ferrel, se

originan en los flancos de alta presión subtropical; en el hemisferio sur los hacen del noroeste; y se extienden hasta la zona de las latitudes medias. Son muchos en velocidad; puesto que se encuentran afectados por los ciclones y anticiclones móviles que se desarrollan en estas latitudes.

f. Vientos PolaresLos vientos polares, tienen su origen en los centros de altas presiones

polares y se dirigen hacia las latitudes medias donde convergen con los vientos de Ferrel. Los centros de alta presión polar son el resultado de las bajas temperaturas de estas zonas, el aire frío tiene baja capacidad de retención de vapor de agua, en efecto, dan origen a masas de aire de buen tiempo.

g. Corrientes de chorro

En las latitudes medias, los niveles más altos de la troposfera, existen corrientes muy estrechas que se desplazan de oeste a este a grandes velocidades, rodeadas completamente por aire en calma. Estas corrientes en chorro fueron descubiertas durante la Segunda Guerra Mundial debido a las diferencias de tiempo que utilizaban los aviones cuando volaban de este a oeste y viceversa.

El activo compartimiento de la corriente en chorro todavía no está bien determinado en todos sus aspectos, se sabe que su anchura es de 3 a 8 Km, con velocidades que varían entre los 300 y los 900 Km/hora y se localizan a unos 11 000 m de altura.

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Curso Climatología Básica 143

h. Masas de aire y frentes

Si el aire permanece sobre una superficie grande y uniforme por varios días o semanas, tiende a adquirir las condiciones térmicas e hídricas de la superficie sobre la cual descansa, recibiendo entonces, la denominación de las masas de aire. Si el aire se calienta por la base y trasmite la energía hacia arriba; de igual manera, si la masa descansa sobre el océano, gradualmente irá incrementando su contenido de humedad; estos procesos continúan hasta alcanzar su condición de equilibrio con la superficie, en distancias horizontales considerables.

La región de origen de las masas de aire suelen asociarse más fácilmente con los anticiclones estacionarios o de desplazamiento lento, con gradiente bárico muy reducido, predominado, por tanto, condiciones de calma o de poca velocidad. En general los centros de alta presión predominan sobre los continentes en invierno y sobre los océanos en verano; mientras que los centros de bajas presiones ocupan las posiciones contrarias.

Una manera de clasificar las masas de aire es refiriéndolas a las regiones de origen, pero, cuando se trata de grandes regiones de origen; pero cuando se trata de grandes regiones es imposible mantener esta referencia; pues, el aire va cambiando sus propiedades al trasladarse de una región a otra con características diferentes. El elemento meteorológico más afectado por la latitud es la temperatura.

Cuando se refiere a la troposfera baja, la clasificación general se basa primeramente en la latitud, de la manera siguiente:

Masa ecuatorial;Masa tropical;Masa polar (ártico o antártico)

Una clasificación secundaria considera las diferencias de humedad. La masa de aire que tiene su origen en el océano tiene mayor humedad y recibe la denominación de marítima; en contraste, la masa de aire continental es relativamente más seca; por lo tanto, una clasificación simple es la siguiente:

Tropical marítimo (Tm);Tropical continental (Tc);Polar marítimo (Pm);Polar continental (Pc).

Los cambios de temperatura modifican el gradiente térmico vertical y con ello, el grado de estabilidad atmosférica. Si una masa de aire se calienta, se torna inestable, el vapor de agua es transportado hacia los niveles más altos. Por otro lado, el desarrollo de una inversión térmica impide el transporte vertical de la humedad. En general, se asume que las características de las masas de aire cambian muy lentamente, pero no desaparecen aun cuando hayan sido desplazadas a grandes distancias.

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i. Frentes

Cuando existen dos masas de aire adyacentes, con propiedades diferentes, es imposible poder detectar el límite exacto entre ellas, puesto que existe una zona de transición que puede abarcar varios kilómetros, en la cual las propiedades de una de las masas va cambiando gradualmente, a esta zona transicional se denomina zona frontal. Se puede generalizar diciendo que la zona frontal separa masas de aire de diferente densidad, con características diferentes en cuanto a temperatura y de "guerra" o "batalla"; de allí la denominación de frente al límite entre estas dos masas, que lleva consigo un cambio de tiempo.En función del tipo de masa que moviliza los frentes se clasifican en fríos y calientes.

- Frente fríoEs aquel que se produce cuando una masa de aire frío se desplaza y

alcanza a otra masa de aire caliente; al ser más fría y más densa la primera, se introduce por debajo de la segunda en horma de cuña, el resultado es que el aire caliente, además de ascender por convección se ve forzado y acelerado por la cuña de aire; el resultado es que el aire caliente, además de ascender por convección se ve forzado y acelerado por la cuña de aire frío que tiene debajo. Por consiguiente, cuando pasa el frente frío, el tiempo cambia rápidamente, produciendo lluvias fuertes, de poca duración, que pueden ir acompañadas de tormenta y granizo. Luego de haber pasado el frente el tiempo es claro, sereno y con buena visibilidad.

- Frente cálidoEl frente cálido es aquel en el cual la masa de aire caliente es la que se

desplaza, por ser menos denso se eleva gradualmente sobre la rampa de aire frío que tiene por delante; al ascender se enfría adiabáticamente y el vapor se condensa formando diversos tipos de nubes, generalmente de poco desarrollo vertical, pero de gran desarrollo horizontal. Este frente se manifiesta primeramente por la presencia de nubes tipo cirros, que luego aparecen nubes más densas que producen lluvias de baja intensidad, pero de larga duración.

La presión atmosférica va disminuyendo y el viento gira bruscamente. En la fase final del frente, las nubes desaparecen y la presión se normaliza. Los frentes tienen velocidad de desplazamiento entre 20 y 30 Km/h. Cabe resaltar que la línea frontal en el frente cálido tiene menos pendiente que en el frente frío.

- Frente ocluidoEl frente ocluido es aquel en el cual se produce el encuentro de dos

frentes; el aire caliente intermedio es empujado hacia arriba dando lugar a nubes con lluvias ligeras.

j. Huracanes

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Curso Climatología Básica 145

El huracán o tifón, es una perturbación ciclónica que cubre un área relativamente grande. Es una especie de remolino que se caracteriza por poseer un centro de muy baja presión denominado "ojo de huracán", alrededor del cual soplan vientos con gran velocidad, el centro de embudo, con temperaturas más altas que el entorno. Los huracanes se originan en latitudes superiores a 20º como en el Caribe y el Extremo Oriente; se desarrollan especialmente sobre el mar a fines del verano. En esas zonas el intenso calor evapora inmensas cantidades de agua formando una capa de aire húmedo y cálido, de espesor considerable. Al inicio el tiempo permanece en calma, pero con gran fuerza convectiva.

El aire húmedo que se eleva, se enfría y el vapor de agua se condensa dando lugar a miles de toneladas de agua de lluvia. La condensación desprende el calor latente y constituye la energía que alimenta al huracán haciendo disminuir la presión, incrementan la capacidad de succión sobre el océano. Al elevarse el aire de la superficie marina, el que los rodea va a ocupar su lugar a un movimiento horizontal convergente, primero en forma radial al nivel de la superficie, luego por la acción de la fuerza de Coriolis se transforma en un movimiento espiralado.

La formación de un huracán puede durar de 12 horas hasta varios días y los vientos no superan los 65 Km./h. Cuando la velocidad del viento alcanza los 120 Km/h. Se da la denominación de huracán; la velocidad final puede ser de 240 a 250 Km/h; desplazándose en su conjunto, sobre superficie marina a unos 30 Km/h, abarcando diámetros de 400 a 500 Km, llegando a veces hasta 800 Km.

Los huracanes comienzan a disiparse cuando se reduce la fuente de energía que los alimenta, especialmente cuando se desplaza sobre el contenido, disminuyendo la entrada de aire cálido y húmedo y por el incremento de la rugosidad en tierra firme. También disminuyendo cuando la perturbación se desplaza sobre mares más fríos.

k. Tornados

Los tornados son torbellinos largos y estrechos, en forma de embudo, o chimenea invertida, algunas veces pueden tener la forma de un cilindro, que va desde una nube de tormenta hasta el suelo o muy cerca de él; el diámetro es de aproximadamente 1 Km. Aunque muchas veces puede ser solamente de unos 100 metros, por la rapidez con que se forman sin dar lugar a la prevención. Las características físicas y el origen de los tornados son similares los huracanes, pero en menor escala.

La chimenea del tornado es, en realidad, una nube constituida por gotitas de agua mezcladas con polvo y partículas de desechos. En las paredes del "ojo de tornado" se puede producir descargas eléctricas.

12.5 Influencia del viento

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Según la dirección, fuerza y características variables en cuanto a temperatura y humedad, el viento resulta ser el responsable directo o circunstancias de las características del tiempo y clima reinantes sobre un lugar determinado.

A. Efectos generales

Es el responsable directo de la redistribución de la energía, manteniendo el equilibrio térmico de la superficie y de la atmósfera.

Interviene en la evaporación del agua, suministrando energía, removiendo y trasladando las masas de aire con diferente contenido de humedad.

El movimiento de aire permite una adecuada mezcla de los constituyentes, haciendo posible la vida sobre la superficie terrestre.

Disemina las sustancias contaminadas alejándolas de los centros de origen.

Impulsa los buques de vela y los molinos de viento.

B. Importancia del viento en la agricultura

a. Efectos favorables

Transporta el bióxido de carbono, facilitando la redistribución desde los lugares de mayor concentración favoreciendo la fotosíntesis.

Transporta el oxígeno para la respiración de las plantas y los animales aerobios. Cuando la concentración de oxígeno es subóptima debida a la falta de ventilación se produce una disminución del sistema radicular de las plantas los brotes son más pequeños, etc.

Favorece la transpiración de las plantas permitiendo la fecundación de las especies anemófilas.

Transporta el polen de las plantas permitiendo la fecundación de las especies anemófilas.

Produce el transporte de semillas, con la consiguiente diseminación de las especies; este efecto puede ser desfavorable cuando se trata de malas hierbas, insectos, hongos o bacterias patógenas.

Permite una gimnasia rítmica en los cereales aumentando la resistencia de los tallos.

Aumenta la dureza de los troncos y ramas de los árboles.

b. Efectos desfavorables

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Los efectos desfavorables del viento se manifiestan sobre todo cuando la velocidad supera ciertos límites; entre estos efectos podemos citar los siguientes:

Encamado de los cereales, afectando el rendimiento la calidad de las cosechas.

Deformación de la copa de los árboles, especialmente de aquellas que se encuentra aislados.

Provoca caída de hojas, flores y frutos.

Erosiona los suelos agrícolas.

La abrasión producida por la arena en las plantas puede ser perjudicial, porque permite el ataque de microorganismos patógenos.

Provoca cambios bruscos de temperatura en los cultivos.

Transporta gérmenes patógenos para los animales y las plantas.

Incrementa la evaporación y la transpiración; si el suministro de agua no es el adecuado, puede producirse efectos de sequía.

Reduce el tamaño de las plantas que crecen bajo la acción del viento.

12.6. Rompevientos

El medio en el que crecen las plantas y los animales, no siempre es el óptimo requerido para la máxima productividad, Por esta razón, los agricultores siempre han tratado de encontrar medios de protección para sus cultivos; así, la manipulación del suelo y la irrigación ofrecen buenas formas de cambiar el microclima y, la protección contra los fuertes vientos, ofrece otro medio de cambio positivo para los organismos.Los rompevientos son cercas o cortinas de cualquier estructura, que tienen por finalidad reducir la velocidad del viento y, con ello, la acción desfavorable; generalmente están construidas por hileras de árboles y arbustos. a. Consideraciones básicas

La selección del tipo de árboles y arbustos depende básicamente de las condiciones ecológicas del lugar que se desean proteger. Pero, en todos los casos, la planificación presupone que se sabe la magnitud del os peligros y de los daños causados por la acción de los vientos fuertes, el fin de la cortina y la eficacia de los diversos diseños; se requiere además conocimiento sobre la velocidad, dirección y frecuencias de los vientos.

En una región plana, una estación meteorológica con pocos años de registro proporcionará información suficiente; en el caso de topografía accidentada el problema es más complejo, siendo necesario un mayor número

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de años de observaciones y esto no es fácil debido a elevado costo de los instrumentos. Lamentablemente no existen unas pocas estaciones con registros pertinentes de viento a diferentes niveles. Por otro lado, en muy pocos casos se han realizado investigaciones sistemáticas y comparativas con cortinas de diferentes diseño, altura, ancho, sección transversal y composición. Sin embargo se han demostrado que las cortinas que tienen una mayor superficie de respuesta son las más densas y están constituidas por varias hileras y con muchas ramas en la base de los árboles; la sección más eficaz es similar a la de un triángulo en relieve con el lado a barlovento, mayor que el lado a sotavento.

En toda cortina hay una gran proporcionalidad entre la altura de la cortina y el ancho de la zona de vientos reducidos. Por ejemplo, tras una cortina densa de 7 metros de altura, el 90% de la velocidad el viento se vuelve alcanzar a una distancia de 15 veces la altura, en condiciones super adiabáticas, a una distancia de 22 veces la altura es estratificación isotérmica; alcanzando a 44 veces en condiciones de inversión esto puede variar dependiendo de la dirección del viento, del ancho de la cortina, de la composición y de la disposición de los árboles. Generalmente el abrigo efectivo de las cortinas sólo se logra por medio de una red de cortinas paralelas y perpendiculares.

En el espaciamiento de los rompevientos también debe considerarse la renovación de las cortinas, porque algunos árboles deben talarse después de algunos años, cuando hayan alcanzado su altura definitiva. Cuando las plantaciones consisten de árboles caducifolios, la eficiencia se reduce en la época de caída de las hojas; por consiguiente puede ser mejor usar especies siempre verdes.

b. Efecto de los rompevientos

- Efectos positivosLas ventajas de las cortinas rompevientos se pueden resumir en las

siguientes:

Conservan la humedad del suelo a través de la disminución de la evaporación y de la transpiración conduciendo a una mayor eficiencia hídrica.

Reduce el balance de radiación en áreas expuestas a la sombra.

En días despejados puede haber un aumento de la temperatura por la falta de remoción del aire y por el menor consumo de energía en la evapotranspiración, incrementando el calor sensible.

Por las noches se presenta inversiones de temperatura por la disminución de la velocidad del viento, esto conduce a una ampliación de la onda diaria de temperatura.

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A pesar de las influencias adversas de temperatura, la humedad relativa es mayor durante el día en los abrigos.

Reduce los daños mecánicos en las plantas.

Disminuye la erosión eólica en los suelos agrícolas.

- Efectos negativos

Algunas influencias en las cortinas rompevientos pueden ser dañinas, las plantaciones deben realizarse tomando en cuenta todas las influencias posibles, tratando de sacar el mayor provecho de los efectos negativos, entre los efectos negativos podemos citar:

Los árboles de las cortinas compiten por la humedad y los nutrientes del suelo y proyectan sombra, reduciendo el área útil.

Permiten la propagación de plagas y enfermedades, puesto que las plantas de las cortinas constituyen huéspedes intermediarios.

Disminuye la turbulencia necesaria para la mezcla gaseosa en la atmósfera pudiendo reducir significativamente la concentración de bióxido de carbono para la fotosíntesis.

12.7. Medición del viento

El viento es una magnitud vectorial; por tanto, debe ser cuantificado indicando dirección y velocidad.

A. Dirección del viento

La dirección del viento se determina teniendo en cuenta el lugar de donde procede, según los puntos cardinales, representados en la rosa náutica, así, se dice viento norte, cuando el viento viene del norte hacia el observador. Se indica también en grados de circunferencia, considerando el norte como 0º y en el sentido de las agujas del reloj; es decir, 90º cuando el viento procede del este; 180, cuando viene del sur y, así, sucesivamente.

a. VeletaLa veleta es un instrumento que sirve para determinar la dirección del

viento; está formado fundamentalmente por una plancha metálica en forma de trapecio, adosada a un eje vertical, el impulso de viento hace rotar al sistema indicando el origen del viento según los puntos cardinales que van fijos en el mástil.

b. MangasLas mangas son conos de telas resistentes, cuya base está sujeta a un

eje vertical. La fuerza del viento infla a la manga, orientándola hacia donde va el viento; el ángulo formado con el eje vertical da una idea de la fuerza o velocidad del viento. Estos aparatos están instalados en las inmediaciones de

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los aeropuertos a fin de permitir que lo s pilotos puedan tener una idea de la dirección y de la velocidad del viento, elementos que son necesarios para preparar el aterrizaje de los aviones.

B. Velocidad del viento

La velocidad del viento se expresa en m/s; Km/h y en nudos (milla.hora = 1852 m/h); representa la fuerza con la cual se desplaza y actúa. Los instrumentos usados para la determinación de la velocidad del viento son llamados anemómetros; existen diferentes tipos:

a. Anemómetro pendularEl anemómetro pendular o anemoscopio, es un instrumento muy simple,

construido por un péndulo de material liviano, que por la fuerza del viento, se desplaza sobre una escala graduada donde se indica la velocidad.

b. Anemómetro de cazoletasEl anemómetro de cazoleta o cucharas, se denomina también molinete,

está constituido por unas concavidades en forma tal que por la acción del viento giran en torno de un eje. El número de revoluciones, que depende de la velocidad, son contabilizadas por un taquímetro.

C. Estructura horizontal y vertical del viento

La estructura horizontal del viento es muy variada, pero, para una localidad determinada se determina sobre la base de la frecuencia de dirección observada en los cursos de varios años. Se representa en forma gráfica según la rosa de los vientos; se hace con la finalidad de establecer las direcciones predominantes para cada período de tiempo, para ser tenida en cuenta en la planificación de la instalación de fábrica en las inmediaciones de las ciudades, aprovechamiento de energía eólica, instalación de rompe vientos, etc.

La estructura vertical del viento resulta de los efectos de fricción de la superficie y, como se sabe, la velocidad del viento se incrementa con la altura; cuya relación es aproximadamente la siguiente:

VZ = VO (Z/ZO) 0.2

Donde vz y vo son las velocidades en los niveles z y zo en metros. Esta relación permite estimar la velocidad del viento en un nivel cualquiera, sabiendo la velocidad de un punto de referencia.

XIII. HUMEDAD ATMOSFERICA

13.1. Introducción

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La temperatura y la humedad atmosférica constituyen los dos elementos meteorológicos más importantes en la caracterización del tiempo y el clima de un determinado lugar.

El agua se encuentra en la atmósfera en sus tres estados:Sólido, líquido y gaseoso; los estados líquido y sólido se encuentran formando las nubes y precipitaciones. El vapor de agua ingresa a la atmósfera a través de la evaporación de las superficies de agua libre (mares, lagos, ríos) y del agua del suelo y, a través de la transpiración de los seres vivos, especialmente de las plantas.

13.2 Ciclo hidrológico

El ciclo hidrológico se refiere a la circulación del agua en la naturaleza. Se puede esquematizar teniendo su inicio en los océanos, mares y lagos; de aquí el agua se evapora y es transportada por el viento a toda la troposfera. Bajo determinadas condiciones el vapor de agua se condensa o se solidifica formando las nubes. Las gotitas de las nubes crecen hasta vencer la resistencia del aire y dan origen a la precipitación (lluvia, nieve, granizo), que cae tanto en el mar como en el continente. De la precipitación que cae sobre el continente, una parte queda retenida temporalmente en el suelo y es absorbida por la planta, de donde es transpirada, otra parte se evapora; cuando el agua del suelo sobrepasa la capacidad retentiva, se infiltra hacia las capas más profundas para formar el agua subterránea; cuando la intensidad de la lluvia es superior a la velocidad de infiltración, el agua discurre sobre la superficie y pasa a formar parte de los cursos de agua (quebradas, ríos, lagos y océanos). El ciclo continúa así, en forma indefinida.

13.3 Característica del ciclo hidrológico

El ciclo hidrológico puede ser caracterizado de la siguiente manera:

Circulación del agua del océano, a través de la atmósfera hacia el continente, retorna, después de la retención en varios puntos, hacia el océano, a través del escurrimiento superficial y subterráneo y, en parte, a través de la propia atmósfera.

Presencia de cortos circuitos que excluyen segmentos del ciclo, como por ejemplo, el movimiento del agua en el suelo y de éste hacia la atmósfera por medio de la evaporación y la transpiración, sin pasar por el océano; se evapora a partir de las gotas de la lluvia antes de haber caído a la superficie.

El ciclo hidrológico aunque pueda parecer un mecanismo continuo, con el agua moviéndose a una tasa constante, no es cierto, pues el movimiento del agua en cada una de las fases del ciclo tiene lugar de un modo bastante aleatorio; así, por ejemplo, parte del agua que llega a los ríos puede percolar siendo incorporada al agua subterránea, mientras que en otros casos, el agua subterránea constituye la fuente

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de los cursos de agua superficiales. De la misma manera, la precipitación puede quedar, durante meses o años, retenida en la superficie e forma de nieve o hielo antes de evaporarse o escurrir hacia los cursos de agua o a la napa freática.

En determinadas ocasiones, la naturaleza parece trabajar en exceso, cuando se produce lluvias torrenciales, dando lugar a inundaciones catastróficas, mientras que en otras circunstancias parece que todo el mecanismo del ciclo cesa completamente, faltando las precipitaciones con ello el agua para las plantas y los animales, produciéndose las temibles sequías.

El ciclo hidrológico es movido por la energía solar cuya magnitud diaria es mayor que toda la energía utilizada por el hombre desde los inicios de la civilización.

Aun cuando se presentan fluctuaciones en el movimiento del agua en ciertas fases del ciclo, el volumen total de agua ha permanecido constante durante millones de años.

En cualquier momento sólo un 0.005% del volumen total de agua se mueve a través del ciclo, el resto forma parte de los depósitos de agua (lagos, océanos, hielo).

El océano contiene el 97,2% del total de agua, o sea aproximadamente, 1320 millones de Km³, cubriendo el 70% de la superficie del globo.

Se estima que algo más de 350 mil Km³ de agua dulce se destilan (evaporan) cada año de los salados océanos del mundo, esta humedad forma una cubierta alrededor de la tierra, formando parte de la atmósfera, que retarda la pérdida de calor por irradiación; sin esta capa de vapor la tierra debería tener una temperatura de –180 ºC.

De los 350 mil Km³ evaporados de los océanos, 300 mil regresan a ellos en forma de lluvia, solamente 50 mil caen la tierra firme.

La atmósfera contiene un volumen constante de vapor menor a la cienmilésima parte (13 mil Km³). Esta humedad atmosférica representa energía latente derivada del sol, que se libera en las tormentas (100 mil anuales).

La precipitación es muy variable en el espacio y tiempo; en promedio, sobre la superficie continental, es del orden de cero milímetros de espesor al año en los desiertos, hasta 11680 mm. En Hawai. La media de precipitación sobre el continente, es de 730 mm/año.

El 24% de las precipitaciones que caen sobre la parte continental escurre hacia los ríos directamente; el 64% se infiltra y, el 12% se

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retiene en la superficie del suelo, en las plantas y otras superficies evaporándose posteriormente.

13.4 Propiedades termodinámicas del aire húmedo

La atmósfera, además de aire seco, contiene cantidades variables de agua, a la mezcla de aire seco y vapor de agua es llamada aire húmedo. Cuando ocurren cambios de estado del agua, siempre van acompañados con la transformación de energía.

a. Los tres estados del aguaEn la atmósfera el agua puede encontrarse en cualquier de los tres

estados: sólido, líquido y gaseoso. El vapor de agua se comporta aproximadamente como un "gas ideal", cuando está lejos de la condensación o la deposición. De acuerdo a la ley de Boyle, el volumen de una muestra de un gas ideal varía en relación inversa a su presión, si se admite que la temperatura permanece constante se tiene:

pv = kDonde p es la presión; v, volumen; k, constante.

b. Ecuación de estadoLa ecuación general de los gases, denominado también ecuación de

estado, es la siguiente: Pv = nR*T

Pv = (m/M)R*T

Siendo R* la constante general de los gases e igual a 8,3144 J/molK; T, temperatura absoluta; m, masa del gas y M, la masa molecular.

c. Constante termodinámicaLa constante termodinámica de un gas cualquiera (R) es la relación

entre la constante universal de los gases (R*) y la masa molecular (M).

R = R*/Mpv = mRT

pv/m = RT

En la atmósfera encontramos que, para valores relativamente bajos de la presión de vapor de agua (e), la ecuación de estado es:

ev = RvT

Rv es la constante para el vapor de agua e igual a:

Rv = R*/Mv

Mv = 0,018015 Kg/mol Rv = 461.5 J/KgK

13.5 Propiedades físicas del agua

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El agua posee una serie de propiedades físicas y químicas, cuya importancia depende de la naturaleza del estudio; mencionaremos solamente algunas de las características físicas más importantes.

1. Calor latente de vaporización (Lv).- Es la energía necesaria para convertir una unidad de agua líquida en vapor, a la misma temperatura. Se denomina calor latente porque esta energía no hace variar la temperatura del agua, sino que sirve para incrementar la energía cinética de las moléculas y vencer las fuerzas de repulsión, produciéndose la evaporación. Esta energía se libera en forma de calor cuando el vapor se condensa.El calor latente de evaporación del agua es:

Lv = (596.7 - 0.56T) cal/g

Siendo T la temperatura en ºC . Esto quiere decir que, para evaporar un gramo de agua a 0 ºC, son necesarios 596.7 cal.

2. Calor latente de fusión.- Es la cantidad de calor requerida para convertir el hielo en agua líquida a la misma temperatura. El calor latente de fusión del hielo es:

Lh = 80 cal/g

3. Calor latente de sublimación.- Es la cantidad de calor requerida para convertir el hielo en vapor de agua a la misma temperatura. El calor latente de sublimación (Ls).

Ls =Lv + Lh

Téngase en cuenta que iguales cantidades de energía son liberadas en los procesos inversos.

4. Densidad del agua.- El agua líquida a temperatura entre 0 y 8 ºC tiene una densidad 1 g/cm³, variando sólo en 0,8% a 40 ºC.

5. Densidad del hielo.- A 0 ºC es de 0,9166 g/cm³, que corresponde a un volumen específico de 1,091 cm³/g. Esta propiedad del hielo, es la que le permite flotar sobre el agua líquida, con grandes consecuencias sobre el planeta.

6. Calor específico del agua.- Es la cantidad de calor necesaria para hacer variar la temperatura en un ºK a una unidad de masa. El calor específico del agua es:

C = 4218 J/KgK = 1,007 cal/gK

7. Calor específico del hielo es:

C = 2106 J/KgK = 0,503 cal/gK

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8. Calor específico del vapor de agua.- Es alto y varía según sea su volumen constante o a presión constante.

- A volumen constante (cvv) Es tres veces la constante de los gases para el vapor de agua (Rv = 461,5 J/kgK); es decir

cvv = 1385 J/kgK = 0,331 cal/gk.

- A presión constante (cpv) es cuatro veces Rv; o sea:

cpv = 1846 J/kgK = 0,441 cal/gk

9. El calor específico del aire.- también se considera a volumen constante y a presión constante:

- A volumen constante: Cvd = 718 J/kgK = 0,171 cal / gK

- A presión constante: cpd = 1005 J /kgK = 0,240 cal / gk

13.6 Índices de humedad

El contenido de vapor de agua de la atmósfera puede ser expresado en términos de presión, densidad, humedad específica, relación de mezcla, humedad relativa y punto de rocío.

1. Presión de saturación de vaporLa presión de saturación de vapor de agua (es) es la presión ejercida por

el máximo contenido de vapor en la atmósfera, independientemente de la presencia de otros gases, es decir, es la presión parcial del vapor de agua cuando está en equilibrio con una superficie de agua pura y, es una función de la temperatura.

Si se comprime el recipiente (aumenta la presión), sin cambio de temperatura (isotérmico), se alcanza el punto en el cual se produce el cambio de estado; o sea, el vapor se condensa dentro del agua o el hielo. Si, por el contrario, se disminuye la temperatura manteniendo la misma presión (isobárico), el vapor también se condensa.

Existen diversas fórmulas termodinámicas que permiten calcular la presión de saturación del vapor de agua en la atmósfera, todas ellas derivadas de la ecuación de estado.

Para determinar la presión saturante de vapor existen diversos procedimientos; entre ellos, los más conocidos son la ecuación de Clausius-Clapeiron y la de Tetens.

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a. Ecuación de Clasius-ClapeironClausius y Clapeiron derivaron una importante ecuación de la

termodinámica que muestra la relación diferencial entre la presión de saturación del vapor (es) y la temperatura crítica (Tc).

es = L12

dt = T(1 –2)

Donde L12 es el calor latente y los subíndices 1 y 2 se refiere a los dos estados de agua, los cuales están en equilibrio a la temperatura T.

Es por lo tanto posible representar en un gráfico que muestra los cambios de estado del agua. La pendiente de la curva de presión de saturación del vapor con respecto a la temperatura es una función de la temperatura, el calor latente y el cambio de volumen específico correspondiente al cambio de estado; por tanto:

En la evaporación 1< 2: por tanto:

2 = v

v = RT/es

des/dT = (Lv/T) (es/RT) des = Lves

dT RT²

A lo largo de la curva de evaporación (TC), a partir del punto triple T, el agua líquida y el vapor están en equilibrio. A la izquierda sólo puede existir agua líquida, en tanto que a la derecha sólo puede haber vapor de agua. La curva de evaporación finaliza en el punto crítico (C) donde la distinción entre agua líquida y vapor de agua ya no existe.

El punto sobre la curva TC en el cual la presión del vapor saturado se hace igual a la presión atmosférica total es conocido como punto de ebullición, TA es la curva de sublimación a lo largo de la cual el hielo y el vapor de agua están en equilibrio. Existe vapor a su derecha y hielo a su izquierda, excepto en el caso del agua subfundida.

El agua subfundida es agua líquida a una temperatura debajo de 0 ºC. En el laboratorio este estado es inestable y al introducir un pequeño cristal de hielo o por medio de una leve sacudida producida mecánicamente causa la solidificación. En la atmósfera, sin embargo, puede existir gotitas subfundidas alrededor de -40º C en ausencia de núcleos formadores de hielo.

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La curva de fusión TB representa el caso en que el agua líquida y el hielo están en equilibrio. El agua líquida existe a su derecha y el hielo a su izquierda.

NOTA: Si en una nube de agua subfundida se forman unos pocos cristales de hielo, la presión del vapor puede ser mayor que el valor correspondiente a la presión de vapor de saturación sobre el agua líquida pero menor que sobre el hielo. Por ello se producirá condensación sobre los cristales de hielo, disminuyendo a la cantidad de vapor de agua en la nube. Por lo tanto, las gotitas subfundidas se evaporan de modo de reponer el vapor de agua en la nube. Sí el agua es transferida desde las gotitas subfundidas a los cristales de hielo.

b. Fórmula de TetensEl procedimiento de Clasius-Clapeiron es un tanto complicado, mientras

que, el desarrollado por Tetens es el más simple y bastante exacto cuando se trata de determinar la presión de vapor de saturación dentro de los límites normales de temperatura atmosférica, tiene la forma siguiente:

es = 6.11 x 10 (7.5T/(237.3 + T)

Donde es es la tensión de vapor saturante en mb, y T la temperatura del aire en °C.

2. Presión de vapor actual

La presión de vapor actual o real (e), es la parte de la presión atmosférica que es ejercida por el vapor de agua existente en la atmósfera; puede ser igual o menor a la saturante.

Para la determinación de la presión de vapor actual o real, se hace uso de un instrumento llamado psicrómetro.

Psicrómetro

El psicrómetro consta de los termómetros: seco y húmedo. El termómetro seco o de estación es generalmente de mercurio y mide la temperatura del aire, cuyos valores se reportan con fines meteorológicos y climatológicos.

El termómetro húmedo es similar al termómetro seco, el bulbo está recubierto por una muselina húmeda, la que es humedecida antes de la medición. El agua de la muselina se evapora a una tasa inversamente proporcional al grado de saturación de húmeda. Como la evaporación es un cambio de estado que tiene lugar a expensas de energía, se produce una disminución de la temperatura en el termómetro húmedo. Cuando más seco es el ambiente, mayor será la diferencia entre los valores del termómetro seco (T) y húmedo (T'), denominada diferencia psicrométrica (T -T').

Existen los psicrómetros con ventilación y los sin ventilación. Los primeros son los más usados, cuentan con un ventilador a cuerda tipo reloj

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que suministra una corriente de aire de aproximadamente 3m/s que facilita la evaporación del agua en torno al bulbo húmedo.

Para la lectura, primeramente se humedece la muselina con agua destilada o con agua de lluvia y se da cuerda al aspirador. Luego de dos o tres minutos, cuando la temperatura del termómetro húmedo se estabiliza se realiza la lectura de los dos termómetros. Las lecturas deben ser cuidadosas y con una aproximación de 0.1 ºC. Errores de 0.5 grados en la lectura, cuando la temperatura es de 10 ºC aproximadamente, conducen a errores de 5% en la humedad relativa.La mecha y muselina deben mantenerse siempre limpias, cambiándolas cada dos semanas.

Los psicrómetros de ventilación natural tienen el termómetro húmedo continuamente cubierto con la mecha y conectada a un depósito con agua, las lecturas son realizadas en los dos termómetros al mismo tiempo. Para los cálculos se utiliza otro tipo de tablas y en las fórmulas debe tenerse en cuenta que los coeficientes a usar son diferentes con relación al psicrómetro de ventilación forzada.

El psicrómetro no ventilado produce una sobre estimación de la humedad en condiciones de calma, porque en estas condiciones disminuye la evaporación dando la idea de un alto contenido de vapor de agua en la atmósfera.Con fines climáticos se realizan tres observaciones al día, a las 07, 13 y 19 horas. Mientras que, con otros fines se puede realizar la observación, de acuerdo a las necesidades.

El proceso descrito tiene lugar en las proximidades del bulbo húmedo del termómetro. Supongamos que la temperatura inicial o del termómetro seco se T la del termómetro húmedo T' y la relación de mezcla w g/kg. El aire cede calor equivalente a:

cp = (T - T') cal

Siendo cp el calor específico = 0,24 cal /gk. El calor necesario para la evaporación es:

L(w' -w) cal

Siendo w' la relación de mezcla en la saturación a la temperatura T', y L el calor latente de evaporación = 586.7 Cal/g. El calor necesario para la evaporación en torno del termómetro húmedo se toma del aire; por lo tanto, estas dos formas de calor deben ser iguales, o sea:

Cp (T - T') = L(w' - w) e = e' - cp

p/0.622L(T-T’)

e = es' - C(T - T')p/po

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Donde e es la presión de vapor actual en mb; es' la tensión de vapor saturante correspondiente a la temperatura del termómetro húmedo;

T y T' la temperatura en ºC en los termómetros seco y húmedo, respectivamente; p y po la presión atmosférica del lugar y a nivel del mar y C, la constante psicrométrica igual a 0.66, en el caso del psicrómetro de ventilación forzada cuando la presión se expresa en milibares.

Ejemplo:Si en una lectura psicrométrica se tiene los valores que a continuación

se indican, determinar la presión de vapor saturante y actual.

Termómetro seco T = 18 ºCTermómetro húmedo T' = 14 º CPresión atmosférica p = 740 mb es = 6.11x10 (7.5T/(237.3 + T))

es = 20,9 mb

Cálculo de la presión de vapor, correspondiente a la temperatura del termómetro húmedo:

es' = 6.1 x 10 (7,5 x 14/(234,7 + 14))

es' = 16.1 mb

Cálculo de la presión de vapor actual:

e = 16,1 - 0,66 (18 - 14) 740/1000 e = 14,15 mb

3. Humedad relativa

La humedad relativa constituye uno de los factores meteorológicos de gran importancia, puesto que los organismos reaccionan según el grado de saturación del vapor de agua.

La humedad relativa (Hr) es el grado de saturación de vapor de agua en la atmósfera. Está dada por la relación entre el peso de vapor de agua contenido en un volumen de aire y el peso de vapor de agua que contendría si este volumen, estaría saturado. También puede decirse que es igual a la relación entre la presión de vapor actual y la presión de vapor saturante. Se expresa generalmente en porcentaje.

es---------------100% e----------------x

x = Hr = (e/es) 100

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De lo expuesto se deduce que, para un mismo valor de presión de vapor actual, pueden existir diferentes valores de humedad relativa, dependiendo solamente de la temperatura del aire.

Ejemplo:Determinar la humedad relativa para los datos del problema anterior.

Hr = (14.15/16.1) 100 = 88%

4. Humedad absolutaLa humedad absoluta (Ha), o masa especifica del vapor de agua,

expresa el contenido de vapor de agua por unidad de volumen; esto es:

Ha = mv/V

Como es muy difícil medir el volumen de una muestra de aire en condiciones ordinarias, se puede deducir una ecuación que permita calcular la humedad específica a partir de otros parámetros fácilmente mensurables. Aplicando la ecuación de estado se tiene:

p=dRTe=vRvTv=e/RvT

Donde p es la presión de vapor igual 100e, cuando e en mb; Rv, la constante de los gases para el vapor de agua = 461,5 J/kgK, y T la temperatura absoluta; por tanto, se tiene:

dv = 0.00221668(100e)/T kg/m3

dv = 217 e/T g/m³

En la que dv es la densidad del vapor de agua o humedad absoluta en gramos de agua por m³ de aire (g/m³), e la presión de vapor, en mb.

4. Humedad específica

La humedad específica (q) es la cantidad de vapor de agua contenido en una masa de aire húmedo (aire seco más vapor de agua), se expresa generalmente en gramos de vapor por kg de aire húmedo.

De la definición se tiene lo siguiente: q = mv/ (md + mv)

En la que md es la masa de aire seco y mv la masa de vapor de agua, aplicando la ecuación de estado para las dos masas se obtiene:

p = dRTm = pV/RT

q = (eV/RvT)/ (pdV/RdT + eV/RvT)

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Como: Rd = 287 J/kgK y Rv = 461.5 J/kgK y Pd = (p + e), Se tiene:

q = 0,622e/ (p - 0,378e) kg/K

Como: 0,378<<p y Pa = 0,01 mb,

La ecuación anterior se puede aplicar con bastante aproximación de la manera siguiente:

Donde:e = Presión de vapor actualp = Presión atmosférica

q = 622e/p 6. Razón de mezcla

La razón de mezcla (w) se refiere a la relación entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco, se expresa también en g/kg.

w = mv/md

w = eV/RvT/Pd/RdT w = 622e/ (p - e) g/kg

En problemas prácticos, la relación de mezcla es considerada, con mucha aproximación, igual a la humedad específica.

7. Punto de rocíoSi a una muestra de aire, en la que se supone, que no entra ni sale

vapor de agua, es enfriada isobáricamente, alcanza una temperatura en la cual se satura. Esta temperatura es conocida como punto de rocío ( ). Si la temperatura de la muestra disminuye por debajo del punto de rocío, tiene lugar la condensación, que cuando ocurre sobre las hojas de las plantas se forman el rocío de allí su nombre.

Cuando más alto sea el contenido de vapor de agua en la atmósfera, mayor será la temperatura del punto de rocío. Al producirse la condensación se libera el calor latente cuyo valor es de aproximadamente 600 cal/g, que es absorbido por el aire circundante, disminuyendo el ritmo de enfriamiento.

Si el punto de rocío es menor que 0 ºC, entonces se denomina punto de escarcha. Si las condiciones atmosféricas permiten un descenso de la temperatura hasta este punto, se forma escarcha, entonces habrá liberación del calor latente de sublimación (condensación más solidificación).

La determinación del punto de rocío es una práctica muy importante en meteorología, porque además de indicar otras propiedades del aire, indica hasta que punto puede descender la temperatura con cierta facilidad. Así, por ejemplo, cuando el contenido de vapor de agua en la atmósfera es muy bajo, el punto de rocío puede encontrarse por debajo de 0 ºC; por lo tanto existe la probabilidad de la ocurrencia de heladas.

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Si el punto de rocío es la temperatura de saturación de una muestra de aire, entonces, conociendo la presión de vapor se puede deducir la fórmula que permite determinar esta temperatura, a partir de la ecuación de Tetens se tiene: e -- es = 6.11 x 10 (7.5t/(237.3 + t))

= 237.3 Log(e/6.11)/(7.5 – Log(e/6.11))

La relación de mezcla y la humedad específica son conservativas durante los movimientos de ascenso y de descenso del aire, o al calentarse o enfriarse, mientras no hay evaporación ni condensación. Las propiedades conservativas son muy útiles en meteorología porque son muchos los elementos meteorológicos que varían según los movimientos del aire y otros cambios. El punto de rocío se conserva durante las variaciones de temperatura a presión constante, siempre que no tenga lugar evaporación ni condensación.

Higrómetro de cabello

Es otro instrumento utilizado en la determinación de la humedad atmosférica. La parte sensible de este instrumento está constituido por un haz de cabellos, debidamente desengrasados, un extremo se encuentra fijo, mientras que el otro está adosado en un contrapeso. El cabello tiene la propiedad de estirarse y contraerse según la humedad relativa se incrementa o disminuye; estos movimientos son transmitidos y ampliados por un sistema de palancas hacia una escala de medición

Cuando la transmisión se realiza por medio de una pluma hacia una banda de registros, el instrumento recibe la denominación de higrógrafo.

El higrógrafo, frecuentemente está instalado en el mismo sistema de relojería y banda de termógrafo. Estos registradores no son muy exactos, presentan errores de hasta 5%, pero dan una información rápida y valiosa.

Una calibración simple es la que se efectúa cubriendo el instrumento con un paño mojado; después de aproximadamente una hora el registro debe estar entre 95 y 98%, de lo contrario debe realizarse un ajuste de la pluma. Un chequeo constante debe efectuarse comparando los resultados con los del psicrómetro.

En el laboratorio, la humedad del aire puede ser determinado, con bastante precisión mediante el uso de una sustancia higroscópica como es el caso del cloruro de calcio.

En las radiosondas y otros instrumentos, se determina la humedad midiendo la conductividad eléctrica de un compuesto higroscópico. Las variaciones de la resistencia se trasmiten a un receptor de radio situado en la tierra, convirtiendo los datos en humedad relativa, a partir de cuyos valores se determina el punto de rocío o la relación de mezcla del aire.

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13.7 Variación Diaria de la Humedad

El punto de rocío cambia cuando se produce evaporación o condensación. Normalmente la evaporación es rápida con tiempo bueno durante el período caluroso del día, subiendo lentamente el punto de rocío. Las corrientes turbulentas arrastran consigo parte del exceso de humedad, de modo que el aumento es menor de lo que podría esperarse, durante la noche, con el rocío o escarcha, el punto de rocío desciende, pero estas variaciones son pequeñas comparada con la humedad relativa.

La temperatura creciente por la mañana compensa más que suficiente cualquier aumento de humedad, desciende la humedad relativa para aumentar de nuevo al bajar la temperatura, por la tarde, durante la última parte de la noche, especialmente en climas húmedos, la humedad relativa alcanza generalmente un máximo superior a 90%.

***************************************XIV. CONDENSACION Y NUBES

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14.1 CondensaciónLa condensación es el fenómeno físico por el cual un cuerpo pasa del

estado de vapor a líquido, cuando el aire húmedo alcanza el punto de saturación, constituye la causa directa de la presencia de nubes y, a través de ulteriores procesos da origen a las diversas formas de precipitación.

La condensación se produce bajo circunstancias cambiantes asociadas a la variación de temperatura, humedad, presión y volumen del aire húmedo; así por ejemplo, la condensación puede tener lugar cuando disminuye la temperatura del aire hasta alcanzar el punto de rocío, permaneciendo constante el volumen (proceso isobárico); cuando se incrementa el contenido de vapor de agua; y, cuando un cambio conjunto de temperatura y volumen reduce la capacidad de retención de humedad del aire.

1. Núcleos de condensaciónSe dice que el aire está saturado, cuando la presión de vapor actual (e) alcanza un vapor máximo o presión de saturación (es); es decir, cuando la humedad relativa es de 100 por ciento. Pero es posible realizar experimentos en los que la humedad relativa alcanza valores superiores al 100 por ciento, esto es cuando hay sobresaturación.

La condensación no se produce hasta que el vapor de agua cuente con una superficie adecuada sobre la cual condesar. Esta superficie se denomina núcleo de condensación. Si el núcleo de condensación no es una superficie de agua se dice que tiene lugar una nucleación heterogénea. Tales superficies comprenden iones, partículas pequeñas y superficies más grandes de sustancias extrañas.

Por contraste, la condensación de vapor de agua sobre una superficie de agua líquida se denomina nucleación homogénea. La nucleación homogénea de agua pura en forma de gotitas liquidas requiere sobresaturaciones grandes hasta de 500 por ciento. En la atmósfera libre el único proceso de condensación importante es la nucleación heterogénea. Los iones y las partículas muy pequeñas actúan como núcleos de condensación solamente cuando la atmósfera está muy saturada. Otras partículas, especialmente si son grandes e higroscópicas, dan lugar a gotitas que son perceptibles aún antes de alcanzar a la saturación, produciendo las gotas grandes. En cambio, los núcleos grandes (radio 0,1 a 1,0 um) son más numerosos que los gigantes y son abundantes particularmente en las áreas industriales y constituyen los núcleos principales de condensación en estas áreas.

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El conjunto de los núcleos grandes y gigantes es el que utiliza primero el vapor de agua disponible en la atmósfera, mientras que los diminutos núcleos de Aitken (radios < 0, 1pm) contribuyen poco o nada a la condensación. En los procesos atmosféricos naturales no deben esperarse sobresaturaciones mayores al 0,1 por ciento.

2. SolidificaciónLa solidificación o cristalización, es el proceso físico por el cual los

líquidos pasan al estado sólido. En la atmósfera ocurre cuando la temperatura del aire húmedo desciende hasta el punto de escarcha (condensación a temperaturas iguales o menores de 0 ºC), en este caso, el fenómeno recibe la denominación de deposición y al fenómeno inverso, sublimación.

a. Sobrecongelamiento de gotitas.Es posible enfriar el agua muy por debajo de su punto de

congelación nominal (0 °C) y permanecer aún en estado líquido (agua sobrefundida). Este fenómeno se conoce como subfusión, y ocurre f4recuentemente en las nubes. Una gotita de agua pura de la nube congelará espontáneamente toda vez que su temperatura descienda por debajo de - 40 °C

3. Núcleos de cristalización.Para que ocurra la congelación es necesario que el valor de agua y las gotitas subfundidas se pongan en contacto con un núcleo de congelación, a menudo mencionado como núcleo de hielo. Un núcleo de congelación es una partícula sólida que cataliza el proceso de congelación; es decir, que estando presente en el interior de una masa de agua subfundida inicia el crecimiento de un cristal de hielo alrededor de sí misma. Los núcleos de congelación representan una fracción muy pequeña del número de partículas de aerosol presentes en la atmósfera.

La presencia de núcleos de congelación induce al agua subfundida a congelarse a temperaturas superiores a -40º C, aun cuando casi todos los núcleos naturales encontrados en cristales de nieve están constituidos por partículas de ciertas arcillas y otros minerales insolubles.

La deposición es transición directa de vapor de agua al estado sólido, tiene lugar aún menos fácilmente. En la atmósfera se encuentra que debe alcanzarse la saturación con respecto al agua para que tenga lugar la formación inicial de hielo. La saturación con respecto al hielo no es suficiente (la saturación sobre hielo es menor que sobre agua). Esto indica que probablemente se forma primero una gotita de agua por condensación y luego congela si está presente un núcleo glaciogeno en el interior del agua subfundida.

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14.2 Deposiciones superficiales

Las deposiciones superficiales son el resultado de la condensación y/o deposiciones que tiene lugar sobre las superficies del terreno; entre estas tenemos: rocío, escarcha, cencellada, hielo de superficie, etc.

a. Rocío

El rocío es el resultado de la condensación del vapor de agua in situ, especialmente sobre las superficies de las hojas y tallos de las plantas, que hacen las veces de núcleos de condensación, formando un sin número de gotitas de agua. Generalmente se forma en situaciones de inversión térmica, cuando el aire en contacto con el suelo se enfría por irradiación hasta alcanzar la temperatura del punto de rocío.

En las noches despejadas tiene lugar una pérdida neta de calor desde la superficie terrestre que se debe a la emisión de la radiación. Si no hay viento o éste es muy leve, la temperatura de la superficie del terreno decrece muy rápidamente. Por el contrario, un fuerte viento reduce la magnitud del descenso, dado que la turbulencia extiende el enfriamiento a través de una capa profunda.

El rocío puede formarse también si una masa de aire húmedo y cálido se pone en contacto con una superficie más fría cuya temperatura es inferior al punto de rocío del aire. Esto sucede generalmente como resultado de la advección del aire.

El rocío, en climas lluviosos no tiene tanta importancia como fuente de agua para la vegetación; en cambio, en los climas secos como es el caso de las Lomas de Lachay en la costa peruana, puede constituir la única fuente importante de agua para el crecimiento y desarrollo de cierto tipo de vegetación.

b. Escarcha

Algunas veces el rocío se congela posteriormente sobre el suelo dando lugar a la formación de escarcha. Este tipo de congelación también puede resultar por deposición directa del vapor de agua al estado sólido, si el aire es muy frío y seco; es decir, cuando el punto de saturación se encuentra por debajo de 0 ºC.

La escarcha está constituida por partículas de hielo de una gran variedad de formas muy pintorescas: plumas, estrellas, escamas, etc.

c. Cencellada blanca

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La cencellada blanca se forma cuando las gotas sobrefundidas más chicas sufren un enfriamiento rápido en contacto con la superficie de algunos objetos de puntas agudas y en los bordes laterales de los objetos expuestos al viento. Es un depósito de hielo opaco compuesto por granos pequeños, separados por aire con ramificaciones cristalinas. Se produce a menudo por congelación de gotitas sobrefundidas de niebla.

d. Cencellada transparente

La cencellada transparente está forma por hielo liso, homogéneo, la congelación de gotitas de llovizna o gotas de lluvia sobrefundidas sobre objetos que tiene en su superficie una temperatura inferior a 0 ºC; también puede producirse por la congelación de gotitas de llovizna o gotas de lluvia inmediatamente después de chocar con superficies que están bastante por debajo de 0 ºC. Aún más, gotas de lluvia que caen a través de una profunda capa de aire a temperatura inferior a la de congelación pueden formar un depósito de cencellada transparente sobre la tierra. Este fenómeno constituye un serio problema en las vías de transporte automotriz.

e. Hielo de superficie

La cencellada transparente se forma inmediatamente después del impacto con la superficie. No debe confundirse con el hielo de superficie que puede formarse cuando:

- El agua proveniente de una precipitación de gotas de lluvia o de gotitas de llovizna no subfundidas congelan posteriormente sobre el terreno.

- La nieve que está sobre la tierra congela nuevamente después de haberse fundido total o parcialmente;

- La nieve que está sobre el suelo se hace compacta y dura como resultado del tránsito sobre la misma.

14.3 Nieblas y neblinas

Las nieblas están constituidas por gotitas de agua y/o cristales de hielo muy pequeños, pero que en su conjunto son visibles a simple vista y a menudo se describe como una nube en contacto con el suelo. Para que la niebla se forme, el vapor de agua de la atmósfera debe cambiar de estado y pasar a agua líquida o hielo. Siendo necesario entonces que algunos procesos físicos tengan lugar de modo que el aire llegue a estar saturado de vapor de agua.

Como se sabe, el cambio de estado líquido requiere la presencia de núcleo de condensación. En áreas industriales puede formarse neblina y hasta

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niebla con humedad relativa por debajo de 80%, pero comúnmente este valor es cercano al 100 por ciento.

Las nieblas son más densas que las nieblas e impiden la visibilidad a cortas distancias. La formación de nieblas y neblinas se ve facilitada cuando existen condiciones de inversión térmica sobre los campos relativamente húmedos.

14.4 Procesos de formación de nieblas y neblinas

La saturación puede producirse de distintas maneras, pero pueden distinguirse tres procesos importantes: enfriamiento del aire húmedo; adición de vapor de agua, y mezcla de aire.

a. Enfriamiento del aire húmedo

Este es proceso básico, puesto que casi todas las nieblas se forman como resultado del enfriamiento de la atmósfera en las vecindades de la superficie terrestre. En general, este proceso puede estar acompañado por:

- Movimiento vertical del aire (convección) que es importante solamente cuando existe una corriente de aire dirigida hacia arriba. Una velocidad tan lenta como de 3 cm/s es suficiente para producir un descenso temperatura de 1 ºC/h si el gradiente es adiabático seco. Esto es comparable con la velocidad de enfriamiento nocturno y equivale a un viento de 10 km/h que asciende por una pendiente de 1/100; como consecuencia se forma a menudo nieblas sobre las laderas de las colinas.

- Transporte turbulento de calor hacia un sumidero de calor situado en el suelo o en el aire, la turbulencia transfiere calor hacia abajo a lo largo del gradiente de temperatura. Cuando, durante la noche tiene lugar una inversión de temperatura, las capas bajas de la atmósfera se enfrían y pueden llegar al punto de saturación.

- El tercer proceso de enfriamiento es por irradiación de la atmósfera. El aire seco es un mal emisor y desde este punto de visita puede despreciarse, pero el vapor de agua y el dióxido de carbono son emisores eficaces. Si el vapor de agua está presente en cantidades suficientes en el aire que se encuentra por encima de una superficie fría, perderá calor en un intercambio neto de radiación, tanto hacia el suelo como hacia el espacio. El último proceso será por supuesto importante solamente si el aire que se encuentra por encima es relativamente

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seco, de otra manera la energía radiante será absorbida en lo alto y parte de ella se volverá a emitir hacia abajo.

Cuando el aire contiene aerosoles que emiten aproximadamente como cuerpos negros, la velocidad de enfriamiento se incrementa aún. Sí los mismos son higroscópicos y su tamaño crece con humedad relativa por debajo de 100 por ciento. La emisión actúa muy rápidamente y puede tener lugar al poco tiempo la formación de niebla.

b. Adición de vapor de agua

La evaporación puede ocurrir indistintamente desde una superficie fría o una caliente. La velocidad de evaporación es aproximadamente proporcional a (es – ed), donde es y ed

son presiones de saturación de vapor a la temperatura del agua líquida y del punto de rocío, respectivamente.

Si el agua líquida está más caliente que el aire, la evaporación continuará hasta que ed = es < ea . Este es el proceso que provee casi todo el vapor de agua atmosférico desde los océanos. La niebla no se forma inmediatamente, pero puede desarrollarse a continuación, una vez que el aire se enfría.

Puede agregarse también vapor de agua a la atmósfera por la evaporación de las gotas de lluvia cálida en una masa de aire frío, conduciendo a la formación de nieblas.

c. Mezcla de aire frío

Cuando existen dos parcelas de aire cercanas a la saturación y a distintas temperaturas, al mezclarse una con la otra puede producir una niebla, puesto que como resultado se puede obtener una mezcla sobresaturada, debido a la dependencia no lineal de la presión de vapor de saturación con la temperatura. Las condiciones favorables para la formación de niebla por este proceso son: humedad relativa alta, fuerte gradiente de temperatura y presencia de remolinos turbulentos.

14.5 Clasificación de las nieblas y neblinasLa discusión precedente sobre los procesos físicos de formación de niebla indica que las nieblas pueden clasificarse como sigue:

a. Niebla de vapor se forma por evaporación desde una superficie más caliente.

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b. Niebla marina es una niebla de vapor denso debajo de una inversión en el mar.

c. Niebla frontal o de lluvia se forma por evaporación de lluvia cálida en una masa de aire frío.

d. Nieblas de radiación es el resultado del enfriamiento del aire cercano al suelo.

e. Niebla de advección resulta del enfriamiento de aire húmedo que se desplaza sobre una superficie fría.

f. Niebla pendiente arriba se origina por enfriamiento adiabático. Las nieblas de radiación y advección son las que ocurren con mayor frecuencia. Las nieblas son comúnmente una combinación de los dos efectos; esto es la advección de aire húmedo y caliente sobre un terreno enfriado por radiación. Los procesos de radiación a menudo producen nieblas por sí mismos, pero casi invariablemente son precedidos por la advección húmeda.

14.6 Nubes.Las nubes, al igual que las nieblas y neblinas, constituyen la parte visible del contenido de agua que están flotando en la atmósfera; formadas por gotas de agua y/o partículas de hielo resultante de la condensación y/o deposición cuando el aire húmedo alcanza el punto de saturación. Las nubes abarcan un gran espesor de la capa atmosférica.

1. Formación de las nubesLas nubes se forman generalmente como resultado del enfriamiento del aire húmedo, por debajo del punto de saturación. El mecanismo de enfriamiento más importante es el adiabático como resultado de la expansión del aire durante el movimiento del ascenso vertical. Los tipos y movimientos verticales importantes que ocurren en la atmósfera son las siguientes.

- Turbulencia mecánica (fraccional);- Convección (turbulencia térmica);- Ascenso orográfico;- Ascenso lento de capas extensas.

El movimiento ascendente gradual del aire húmedo conduce a la formación de nubes en forma de mantos o capas estratiformes que cubren grandes extensiones. En contraposición, las corrientes verticales más vigorosas, producen nubes en forma de montones o cumuliformes que generalmente están separadas entre ellas por espacios libres.

a. Turbulencia mecánica

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El flujo de aire sobre la superficie terrestre está deformado generalmente por fuerzas de fricción que lo convierten en una serie de remolinos. En la parte superior de la capa dentro de la cual el flujo es turbulento, pueden formarse nubes estratiformes extendidas y persistentes. El consiguiente intercambio vertical de masa conduce a la formación de nubes, si el aire está suficientemente agitado.

Estas condiciones son las que prevalecen frecuentemente dentro de las capas de fricción, algo así como el kilómetro inferior de la atmósfera, donde la turbulencia mecánica es inducida por el pasaje del aire sobre la superficie de la tierra. La eficacia de la mezcla mecánica aumenta con la rugosidad del terreno y con la velocidad del viento.

Si la capa es inicialmente estable, la parte superior se enfriará y la inferior se calentará. La turbulencia tiende a igualar el contenido de vapor de agua en la capa. Puede entonces tener lugar la condensación en un nivel por encima del suelo, el que se conoce como nivel de condensación por mezcla (NCM). Este representará la base de la nube.

b. ConvecciónSe originan corrientes de convección cuando el aire próximo a la superficie terrestre se calienta. Este proceso se conoce como convección libre o turbulencia térmica. Actúa juntamente con la turbulencia mecánica o fraccional mezclando el aire de las capas más bajas de la atmósfera. Las masas térmicas que desde una superficie caliente se mueven hacia arriba crecen por expansión adiabática y por mezcla con el aire a través del cual pasan. El gradiente del entorno tiende al adiabático seco mientras el aire se mantiene no saturado. Este gradiente se mantiene hasta el nivel de condensación por convección. Las nubes tienden a formarse en este nivel pero su desarrollo ulterior depende de varios factores, con la temperatura y el gradiente del entorno por encima de la base de la nube.

El resultado de las corrientes conectivas, es la formación de nubes cumuliformes, en las que la distancia entre la base y el tope puede variar entre uno y dos kilómetros hasta diez o más. Las nubes pueden crecer vertical y horizontalmente, pasando por las etapas de pequeños, medianos y grandes cúmulos hasta cumulonimbus.

c. Ascenso orográfico

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Las nubes orográficas pueden desarrollarse cuando el aire húmedo se ve forzado a elevarse sobre una cadena de montañas, en la cual puede ser afectada una profunda capa de atmósfera, alterándose la distribución vertical de la temperatura. Las nubes pueden desarrollar entonces a medida que el aire húmedo se enfría adiabáticamente. En general, las nubes orográficas se forman continuamente del lado de barlovento de la montaña y se disipan del lado de sotavento. La nube como tal aparenta permanecer estacionaria, pero el aire realmente continúa su recorrido hacia el otro lado del obstáculo.

El tipo de nube que se forma depende de un número de factores, incluyendo la estabilidad del aire en el cual se forma. En aire húmedo se forma status en una capa estable, y, cúmulos si el aire es menos estable. Puede desarrollarse cumulonimbus, si la inestabilidad se produce a través de un espesor considerable de la atmósfera. Por otra parte, no pueden formarse nubes cuando los vientos que soplan hacia las colinas carecen de humedad suficiente.

d. Ascenso lento y extendidoLos movimientos verticales se producen también por los grandes sistemas de flujo, tales como las depresiones (bajas). El movimiento hacia arriba en una depresión se distribuye sobre un área muy extensa y, por lo tanto, las velocidades verticales son relativamente pequeñas. No obstante, el ascenso puede persistir varios días, durante los cuales grandes masas de aire asciende a través de muchos kilómetros. Entonces, el gradiente del entorno se incrementa y el aire se torna frecuentemente inestable. Si el contenido del vapor de agua es suficientemente elevado, tiene lugar la condensación y la formación extendida de nubes de varios kilómetros.

Con frecuencia, el ascenso extendido se inicia por la divergencia en la troposfera superior; puede estar también asociado a un frente que separa a dos masas de aire que poseen diferencias horizontales en propiedades tales como la densidad y la temperatura.

14.7 Clases de Nubes

Si se observa el cielo bajo diferentes condiciones meteorológicas, se puede apreciar que las nubes se presentan en una gran diversidad de formas, colores, luminosidad, altura, etc. El tiempo atmosférico depende,

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en gran parte, del tipo y forma de las nubes; por eso es que el estudio de los tipos de nubes es de importancia fundamental en meteorología.

Una primera clasificación divide a las nubes según su aspecto general en estratiformes y cumuliformes. Las nubes estratiformes se forman en condiciones de ascenso lento de masas de aire, por lo que las nubes adquieren poco desarrollo vertical, pero abarcan una gran extensión horizontal, que pueden cubrir parcial o totalmente el cielo.

La clasificación que utiliza la Organización Meteorológica Mundial, publicada en el Atlas Internacional de Nubes, considera a las nubes divididas en familias, géneros, especies y variedades.

No obstante, casi todas las nubes se encuentran generalmente dentro de un amplio intervalo de altitudes que varían desde el nivel del mar hasta el tope de la tropopausa, la clasificación de las nubes en familias se hace atendiendo a la altura en la cual se forman; se considera cuatro familias, nubes altas, medias, bajas, nubes desarrollo vertical. Dado que la altitud de la tropopausa varía en tiempo y espacio, los topes de las nubes son generalmente más elevados en los trópicos que en las latitudes medias y altas.

1. Nubes AltasLas nubes altas en la zona tropical, se forman en alturas superiores a los 6000 metros; como la temperatura de esta capa de a atmósfera es relativamente baja, las nubes formadas aquí están constituidas generalmente por cristales de hielo. Comprende los géneros: Cirrus, Cirrocumulus, y Cirrostratus.

a. Cirrus (Ci)Los Ci son nubes altas en forma de filamentos delgados y delicados o en forma de bandas o parches, con apariencia fibrosa, constituidas por pequeñas partículas de hielo de color blanco.

b. Cirrocumulus (Cc)Los Cc son nubes delgadas formadas por cristales de hielo, en forma de parches blancos o de láminas con bordes lisos bien definidos, se presentan en forma de montoncitos debidamente ordenados, dando la apariencia de un rebaño de ovejas.

c. Cirrostratus (Cs)Los Cs son nubes transparentes, se presentan en formas de capas delgadas semejantes a velos finos o mantos, algo retorcidos, cubren total o parcialmente el cielo, como consecuencia de la refracción de la luz solar dan origen a la formación de halos o círculos en torno del sol y de la luna.

2. Nubes Medias

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Las nubes medias, en la zona tropical, se desarrollan entre los 2 y 6 km de altura. Comprende los géneros: Altocumulus y Altostratus

a. Altocumulus (Ac)Los Ac son nubes de color blanco o gris, en forma de parches o bandas, de aspecto sedoso, con bordes definidos; a veces con fribrosidades; se asemejan a los Cc, pero son más grandes.

b. Altostratus (As)Los As son nubes en forma de velos, de aspecto fibroso o ligeramente estriado; El sol se ve como si estuviese detrás de un vidrio ensombrecido, pero no produce halos; cubren parcial o totalmente el cielo.

3. Nubes BajasSe desarrollan por debajo de los 2000 m de altura; comprende los siguientes géneros: nimboestratos, estratocúmulos y stratus.

a. Nimboestratos (Ns)Los Ns son bandas de nubes grises, frecuentemente oscuras, producen lluvias o nieve en forma más o menos continua, son nubes de mal tiempo.

b. Estratocumulos (Sc)Los Sc son nubes grises o blanquecinas, de forma irregular, se extiende en capas onduladas, con sombras oscuras, no producen lluvia; se denominan nubes de buen tiempo.

c. Stratus (St)Los St son nubes grises, generalmente con bases uniformes; a veces tocan el suelo; pueden dar lugar a lluvia o nieve.

4. Nubes de Desarrollo VerticalLas nubes de desarrollo vertical tienen una extensión vertical muy considerable, pueden ir desde el nivel del suelo hasta los 10 mil metros de altura, comprenden: Cumulus y Cumulonimbos.

a. Cumulus (Cu)Los Cu son nubes de desarrollo vertical que se presentan en forma de parches o montones de bordes definidos, cuya forma no cesa de modificarse; La parte superior tiene la apariencia de una coliflor; la parte expuesta al sol es de aspecto brillante, en cambio, la base es horizontal y de color oscuro; a veces se transforma en Cumulonimbus; se disipan por las tardes y por la noche.

b. Cumulonimbus (Cb)

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Los Cb son nubes espesas, de gran desarrollo vertical; dan la apariencia de una montaña que termina en torres; la parte superior a veces se presentan en forma plana, fibrosa o estriada por la acción del viento; en la base reina un aspecto sombrío, de color gris oscuro; frecuentemente producen precipitaciones de gran intensidad, acompañadas de tormentas eléctricas.

14.8 Cantidad de nubesEn la observación de las nubes no solamente hay que tener en cuenta el tipo y altura, sino también la cantidad, ésta se expresa en octavos de cielo cubierto; por ejemplo, si se estima que la mitad del cielo está cubierta de nubes, se dice nubosidad igual a 4 (octavos).

14.9 Los halos del Sol y de la LunaUna de las características más interesantes y espectaculares de los cirrostratos es la aparición un anillo alrededor del Sol o de la Luna; es éste un curioso y mal interpretado fenómeno meteorológico, que ha llegado a producir miedo, o cuando menos, asombro.

La explicación científica no es difícil. Cuando una masa de aire caliente y húmedo se aproxima a una zona en la que hay cirros, éstos se transforman en cirrostratos que cubren todo el cielo; las partículas de hielo descienden y refractan la luz solar desviándola con el mismo ángulo de modo que aparece un anillo de luz casi incoloro que rodea a Sol. El borde interior del anillo es ligeramente rojizo y el exterior ligeramente más oscuro. El Sol puede reflejar un segundo anillo, cuyo círculo es el doble del interior, debido a la presencia de cristales de hielo más pequeños que refractan la luz más lejos, pero es menos brillante. El radio interior presenta un ángulo de 22º. El halo lunar ostenta las mismas características, pero es menos brillante y en él sólo se distingue un anillo.

14.10 Electricidad atmosféricaLa electricidad atmosférica se ocupa de los diversos fenómenos

eléctricos que ocurren en la atmósfera en forma natural.

1. Campo eléctrico de la tierraPara muchos fines el aire puede ser considerado como un aislante o mal conductor de la electricidad, pero aún en un día sin nubes, es posible detectar un campo eléctrico y una corriente eléctrica fluyendo de la atmósfera hacia la tierra. El campo eléctrico normal o de buen tiempo es tal que la atmósfera está cargada positivamente respecto al suelo. Sin embargo, ocurre variaciones locales, y la variación del campo está usualmente invertida en la vecindad de las tormentas.

En la atmósfera, el potencial (V) se hace más positivo con la altitud (z). El suelo se considera siempre a potencial cero por lo que V indica la magnitud de la diferencia de potencial con respecto a la tierra.

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La intensidad de campo eléctrico (E) está dada por la siguiente ecuación.

E = -dV/dz

El signo negativo indica que la intensidad del campo (fuerza eléctrica sobre la carga positiva unitaria) está dirigida hacia abajo. En áreas de buen tiempo, los componentes horizontales del campo son despreciables. Los iones negativos de diversos tamaños constituyen la fuente primaria de la corriente eléctrica en la atmósfera. Por lo tanto, el campo normal o de un buen tiempo tiende a provocar un flujo hacia abajo de iones positivos y hacia arriba de iones negativos.

2. Ionización AtmosféricaLos átomos neutros pueden ganar o perder electrones y adquirir carga eléctrica para formar iones positivos o negativos. Una carga eléctrica elemental puede también unirse a una molécula de polvo, gotas de una nube, etc., para formar una partícula grande cargada. Estos iones entonces son puestos en movimiento por el campo eléctrico de la tierra, es decir que se origina una corriente eléctrica.

Los rayos cósmicos del espacio, las radiaciones ultravioletas y las emanaciones radiactivas de la superficie de la tierra, son responsables de la producción de una alta proporción de las moléculas ionizadas presentes en la atmósfera. Los iones pequeños, debido a su menor masa adquieren una velocidad mayor que la de los iones grandes.

3. Corriente eléctrica aire - tierraLa corriente de aire – tierra constituye la transferencia de carga eléctrica de la atmósfera cargada positivamente a la tierra cargada negativamente. Está constituida por tres principales componentes: a). La corriente de conducción aire- tierra; b). La corriente de precipitación y, c). La corriente de convección.

a. La corriente de conducción aire – tierra, es llamada también corriente de buen tiempo. Está representada como un movimiento hacia abajo de la carga espacial positiva en regiones libres de tormenta en todo el globo, y tiene una magnitud de aproximadamente 3 x 10 –12 amperios/m² .

b. La corriente de precipitación, representa un transporte hacia debajo de carga desde las nubes a la superficie terrestre; sucede durante una caída de lluvia eléctricamente cargada. Observaciones sobre la carga en gotas de lluvia durante la tormenta indica que lleva más carga positiva que negativa a la tierra, por las corrientes de precipitación. Sin embargo ocurren amplias desviaciones dentro de una

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tormenta individual y de una tormenta a otra. Las corrientes de precipitación en la lluvia continua varían alrededor de 10 -12 a 10 –10 A/m, en las tormentas, sin embargo, las corrientes llegan hasta valores de 10 –8 A/m.

c. La corriente de convección, incluye no sólo a las corrientes de difusión turbulenta, sino también a las corrientes originadas por la caída de las partículas de precipitación cargadas (corrientes de precipitación).

La discusión precedente puede ser resumida en términos de un modelo físico sencillo. En este modelo, la superficie de la tierra y las capas conductoras de la atmósfera superior (ionosfera) son consideradas como las placas de un condensador esférico, entre las cuales se encuentran la mayor parte de la atmósfera. La tierra y la ionosfera forman dos superficies equipotenciales naturales. Es imposible que las cargas locales en el plano horizontal se acumulen en la ionosfera o en la tierra sin ser disipadas en pocos microsegundos.

La placa exterior (ionosfera) del captador esférico tiene una carga neta positiva y la inferior (tierra) una carga neta negativa. La conductividad del aire surge de la presencia de iones, de los cuales sólo los pequeños tienen suficientes movilidad como para tener importancia como conductores.

14.11 Corriente de compensación

La corriente de compensación es la que transporta cargas positivas hacia arriba (o negativas hacia abajo) para balancear la corriente observada entre la atmósfera y la tierra de las regiones de buen tiempo. El generador de esta corriente es la tormenta.

Las observaciones hechas sobre gran número de tormentas han indicado que se encuentran iones positivos ascendiendo en el espacio por encima de las tormentas activas. En promedio sobre muchas tormentas, los relámpagos de las mismas, también transportan carga negativa hacia abajo como lo hace la descarga puntual silenciosa y no luminosa que emana de los árboles y otros objetos conectados a tierra en las regiones por debajo de las nubes Cumulonimbus.

Esta corriente de compensación para balancear las corrientes aire

– tierra de 1800 A, requiere que estuvieran presentes sobre toda

la tierra constantemente entre 3000 a 6000 celdas de tormenta, lo

que parece estar de acuerdo con las evidencias climatológicas.

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14.12 Separación de la carga eléctrica en las nubes

En las nubes convectivas en las primeras etapas de su desarrollo, se forman centros de carga eléctrica de un signo opuesto, que pueden llegar a producir descargas de relámpagos durante la tormenta. Una serie de mecanismos han sido propuestos para explicar la polarización eléctrica; incluye la separación de cargas al romperse una gota de lluvia grande, la captura de iones atmosféricos por las gotas de lluvia y las partículas de hielo que caen, colisiones entre partículas de hielo de diferente temperatura, astillamiento de las gotas subfundidas al congelarse, etc. Es probable, sin embargo, que una combinación de estos mecanismos operen en varias situaciones.

Las nubes de desarrollo vertical que alcanzan gran altura por sobre el nivel de congelación y en las cuales hay presentes fuertes corrientes ascendentes, actúan como poderosos generadores eléctricos. Si los elementos precipitantes congelados están presentes en una celda de convección activa, pequeñas partículas de hielo arrastran cargas positivas hacia arriba, mientras que las partículas de hielo grande (nieve granulada) arrastran las cargas negativas hacia la base de la nube. La carga positiva se acumula cerca del tope de la nube cumulonimbus y las cargas negativas cerca de la base; mientras la columna de lluvia desciende, lleva algunas de las cargas positivas hacia abajo a través de la nube. El tope de la nube, en las áreas de hielo, posee por lo tanto una carga positiva, pero localmente en los aguaceros más fuertes puede haber un núcleo de carga positiva en todo el camino hasta la base de la nube. En general, sin embargo, una celda negativa ocupa la mayor parte de las regiones inferiores de la nube.

14.13 Descargas eléctricas en la troposfera

En la troposfera puede ocurrir una gran variedad de descargas eléctricas. Algunas son inaudibles o invisibles, pero otras son fenómenos altamente espectaculares.

La descarga de punta es una descarga eléctrica, gaseosa, silenciosa y no luminosa desde un conducto agudo, manteniendo a un potencial que difiere de la atmósfera circundante. Las descargas de punta pueden ocurrir desde árboles y otros objetos, conectados a la tierra con puntas y protuberancias.

Un fenómeno más activo es la descarga de centelleo, que es una descarga electrónica gaseosa, en la cual la transferencia de carga tiene lugar intermitentemente a lo largo de un camino relativamente restringido, de alta concentración iónica. Es a menudo altamente luminosa. Entre la descarga de punta y la

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descarga de centelleo (usualmente con su canal de descarga único) se encuentra la descarga en corona. Esta ocurre de los objetos (especialmente si tiene puntas) cuando la intensidad de campo eléctrico, cerca de sus superficies, alcanza un valor de aproximadamente 105 V/m.

Una descarga de corona puede ocurrir durante el vuelo, a través de tormentas eléctricas, desde las antenas, alas y otras partes de las aeronaves. También pueden ser vistas emanando de los mástiles de los barcos durante tormentas en el mar, donde se le denomina frecuentemente como fuego de Santelmo.

La descarga más espectacular en la troposfera es realmente una descarga de centelleo a gran escala. Es la descarga de relámpago asociados con la nube de tormenta cumulonimbos. A medida que la columna de lluvia desciende desde altitudes por encima del nivel de congelación, con acumulación de cargas positivas, ocurren descargas de relámpagos entre esta columna de lluvia y las otras porciones de la nube cargadas negativamente. Después de la descarga, la tormenta puede recargarse completamente en unos pocos minutos.

14.14 Rayo y trueno

La mayor parte de las descargas desde las nubes hacia la tierra, o sea rayos, ocurre entre la porción inferior negativamente cargada de la nube, y la tierra que posee cargas positivas inducidas localmente. Este proceso transfiere carga negativa hacia abajo. Una minoría de las descargas entre las nubes y la tierra transfieren carga positiva hacia abajo, desde el pequeño núcleo de cargas positivas localizado en la parte inferior de la nube.

Las descargas entre las diferentes partes de la nube, entre nubes vecinas o entre la nube y la tierra, no ocurren hasta que el gradiente de potencial alcanza un valor crítico de muchos millones de voltios por kilómetro. Entonces la aislación ejercida por el aire es rota por el pasaje de una gran corriente durante un período corto de tiempo. El rápido aumento de la temperatura y la consecuente expansión del aire a lo largo de aquel camino del relámpago proveen una fuente de ondas sonoras que se propagan hacia fuera y son oídas como trueno.

El flujo neto hacia arriba de iones positivos por encima de las nubes cumuliformes y la carga negativa neta llevada a la tierra durante las descargas constituyen la corriente de compensación. La función de esta corriente es balancear, la pequeña corriente de fuga que ocurre entre la ionosfera y la superficie terrestre en las áreas de buen tiempo. También por encima de la troposfera ocurren descargas espectaculares.

14.15 Auroras

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Las auroras son producidas a causa del bombardeo de la atmósfera superior por lluvias de partículas o corpúsculos procedentes del Sol. La principal región de la luz de la aura se encuentra en la baja termosfera entre los 90 y 130 km. Pero a veces la luz es visible durante el día a niveles hasta los 1000 km.

***************************XV. PRECIPITACION

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15.1 Generalidades

La precipitación es el fenómeno meteorológico consistente en la caída de hidrometeoros desde la atmósfera a la superficie terrestre. Los hidrometeoros son partículas sólidas o líquidas en las que predomina el agua, debido a su reducido peso unitario están suspendidas por la acción de la resistencia del aire, formando las nubes y nieblas; o bien caen a través de la atmósfera, constituyendo la precipitación.

Las gotitas que forman una nube tienen diámetros que oscilan entre 0,01 y 0,03 mm, a distancias de unos milímetros unas de otras, cuya velocidad de caída es del orden de un centímetro por segundo. Estos aerosoles presentan a menudo una buena estabilidad gracias a la turbulencia atmosférica que basta para mantener en suspensión las finas partículas de agua y eventualmente minúsculos cristales de hielo. Por su parte, las gotitas que forman la lluvia son considerablemente más grandes, pueden alcanzar diámetros entre 0,5 y 2,0 mm; que corresponden a un volumen de más de un millón de veces al correspondiente a una gotita de la nube.

15.2 Mecanismos de la precipitación

Dos son los posibles mecanismos de crecimiento de las gotitas de la nube que permiten alcanzar el volumen necesario para que se produzca la precipitación: la coalescencia y la evaporación-condensación.

1. Por coalescencia

El crecimiento de las gotitas por coalescencia, consiste en la aglomeración de muchas gotas en una sola, por el efecto de choques sucesivos que pueden producirse gracias a una serie de fenómenos, como los que a continuación se indican:

a. Por atracción electrostática entre gotitas de la nube cargadas con electricidad de signo contrario;

b. Por inducción electromagnética provocada por el desplazamiento de las gotitas dentro del campo electromagnético terrestre;

c. Por atracción hidrodinámica entre gotitas vecinas y en movimiento relativo respecto al aire circundante;

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d. Por la microturbulencia producida en el interior de la nube, que engendraría colisiones análogas a las que implica la teoría cinética de los gases;

e. Por el barrido de las gotitas pequeñas, por la caída de las más grandes.

2. Por evaporación-condensación

El crecimiento de las gotitas de lluvia por evaporación-condensación se da cuando unas gotitas se evaporan a favor de otras; puede suceder en los casos siguientes:

Cuando en la nube existe gotitas de agua sobrefundida y cristales de hielo a la vez; cuando están presentes gotitas más calientes que otras y cuando existe gotitas formadas en núcleos de solución salina, las primeras se evaporan en beneficio de las segundas, las mismas que hacen de núcleos de condensación.

3. Lluvia artificial

El principio de los núcleos de condensación y la teoría de Tor Bergeron-Findensen para la formación de la lluvia natural han dado lugar a los intentos de producción de lluvia en forma artificial. Se presentan dos casos: en nubes sobrefundidas y en nubes calientes.

a. Lluvia artificial en nubes frías o sobrefundidas

Existen circunstancias en las que la precipitación no se produce aun cuando existan gotas de agua sobrefundida, por que las gotitas son demasiado pequeñas; esto puede deberse a la ausencia de núcleos de cristalización. En este caso, añadiendo a la nube cierta cantidad de núcleos de cristalización se inicia el proceso de Bergeron. Uno de los métodos consiste en inseminar a la nube con partículas muy finas de bióxido de carbono sólido (-78ºC) y el otro procedimiento es agregando a la nube una sustancia que cristalice a temperaturas no tan bajas pero cuyo proceso sea similar a la cristalización del agua; esto se consigue inseminando a la nube con yoduro de plata (AgI) a –10 ºC.

El yoduro de plata (AgI) es un polvo amarillento; para lograr la nucleación que produzca el tamaño adecuado de los gérmenes, se vaporiza a alta temperatura (1300 ºC) y los vapores obtenidos son enfriados bruscamente.

Para aplicar el yoduro de plata en la atmósfera se utilizan los generadores de “humo” instalados en el suelo y los

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innumerables gérmenes (1024/g), son transportados a las nubes por las corrientes ascendentes naturales y la difusión turbulenta; para lo cual debe tenerse en cuenta la velocidad, dirección del viento y la altura de las isotermas 0, -5 y –10 ºC.

b. Lluvia artificial en nubes calientes

En las regiones tropicales y en condiciones en que la temperatura de las nubes son superiores al punto de solidificación del agua, se han realizado diversas tentativas de producir lluvia artificial, mediante la adición de núcleos de condensación altamente higroscópicos, habiéndose obtenido buenos resultados mediante la aplicación de cloruro de sodio, previamente calentado y finamente molido.

ConsideracionesLos principios básicos en la mayoría de procedimientos de estimulación de lluvia son fácilmente verificables en el laboratorio. Sin embargo, en cualquier de los casos, el problema es de carácter económico; teniendo en cuenta además, que una nube por si sola podría dar origen a precipitaciones sin tratamiento alguno; por otro lado, la nube al estar en movimiento, puede dar lugar a una precipitación fuera de la zona esperada.

15.3 Clasificación de las precipitacionesLas precipitaciones pueden clasificarse de acuerdo a dos criterios: según

su origen y según su forma.

1. Precipitaciones según su origenLas precipitaciones según su origen son aquellas que se clasifican de acuerdo a los procesos meteorológicos que les dan nacimiento; pueden ser: ciclónicas, convectivas y orográficas.

a. Precipitaciones ciclónicasLas precipitaciones ciclónicas son denominadas también

frontales, debido a que están asociadas a los frentes entre masas de aire de temperatura y humedad diferentes. Este tipo de precipitaciones son propias de las zonas templadas que están bajo la influencia de los ciclones y anticiclones subtropicales; se subdividen en precipitaciones de frente frío y de frente caliente.

- De frente cálidoLas precipitaciones de frente caliente son producidas en el seno de una masa de aire frío, cuando sobre esta última se desliza otra de mayor temperatura;

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en estas circunstancias el proceso convectivo es relativamente lento, dando lugar a la formación de nubes de escaso desarrollo vertical, pero de gran desarrollo horizontal; consecuentemente, este tipo de precipitaciones son de baja intensidad, abarca una gran extensión y son generalmente de duración relativamente prolongada.

- De frente fríoLas precipitaciones de frente frío se producen cuando una masa de aire frío se introduce por debajo de una masa de aire relativamente más caliente, empujándola violentamente hacia arriba, dando como resultado la formación de nubes de gran desarrollo vertical, pero de escaso desarrollo horizontal; por lo tanto, las precipitaciones son de alta intensidad, cubren áreas relativamente pequeñas y son de corta duración.

c. Precipitaciones convectivas

Las precipitaciones convectivas se producen en condiciones de suelo y aire húmedos. Cuando por las mañanas existe cielo despejado con una alta intensidad de la radiación solar, el aire húmedo se calienta por contacto con la superficie del suelo, se dilata, disminuye de densidad y se eleva. En el curso del ascenso se enfría, según el gradiente adiabático seco (1 ºC/100m), hasta que el aire alcanza el punto de condensación a una altura llamada nivel de condensación. A partir de este nivel empieza la formación de nubes cumuliformes y, si el aire continúa ascendiendo, se enfría según el gradiante adiabático húmedo (0.6 °C/100m.). Si la corriente de convección es intensa, puede alcanzar zonas de temperatura bastante baja que permite la formación de granizo.

Las precipitaciones convectivas son propias de las zonas ecuatoriales con cielo despejado y fuerte intensidad de radiación por las mañanas y, por las tardes dan origen a violentos aguaceros, acompañados de truenos y relámpagos y a veces con granizo, las nubes se disipan al atardecer.

d. Precipitaciones orográficas

Las precipitaciones orográficas se producen cuando los vientos cargados de humedad encuentran una barrera montañosa o al ponerse en contacto con superficies más

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frías, el aire se condensa dando origen a lluvias que cubren grandes extensiones. Este tipo de precipitaciones son frecuentes cuando el aire pasa de una zona más caliente como el mar, hacia la parte más fría; o cuando el aire se desplaza de un valle hacia una cadena montañosa, enfriándose por contacto y también por elevación. Estas precipitaciones proceden generalmente de nubes estratiformes, por consiguiente son de baja intensidad y de larga duración; son muy irregulares en importancia y localización; aun cuando en muchos casos, van asociados a los otros tipos de precipitaciones.

2. Precipitaciones según su formaLas precipitaciones según su forma pueden subdividirse, a su vez, en sólidas y líquidas. Comprende los siguientes tipos:

a. LloviznaLa llovizna o garúa es una precipitación líquida integrada por gotitas de agua muy pequeñas, de diámetro inferior a 0,5 mm, con una velocidad de caída menor a 3 m/s; gracias a su poco peso, se dejan llevar fácilmente por la turbulencia del aire, por lo que caen en forma oblicua.Proceden de nubes estratiformes. Son frecuentes en el invierno de la costa central del Perú.

b. LluviaLa lluvia es una precipitación acuosa, procedente también de nubes estratiformes, pero más altas que en el caso anterior; esta formada por gotitas de mayor diámetro y, por tanto, están provistas de una mayor velocidad de caída (6 a 8 m/s).

c. Chubasco o chaparrónEl chaparrón es una lluvia de corta duración, de gran intensidad, formada por gotas relativamente grandes, procedentes de los cúmulos y cumulonimbos, abarcan extensiones reducidas.

d. CencelladaLas gotitas de nube también pueden helarse y formar una capa de aspecto granular compuesta de puntas o agujas de hielo, que no está fuertemente adherida a las superficies y que, por lo tanto, se puede rasgar o romper fácilmente. Este fenómeno se llama cencellada.

e. La nieveLa nieve también es agua sólida constituida por estrellas de seis puntas o agujas delgadas de hielo. Es una sustancia esponjosa, blanca y brillante sobre la que se puede esquiar o deslizarse en trineo, o con la que se puede jugar de

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diferentes maneras. Pero, también es un lodazal, una resbaladiza amenaza que provoca retrasos en el trabajo, fatiga al limpiarla.

Estas figuras de simetría hexagonal resultan del desarrollo cristalino del triángulo molecular del agua. Unas son pequeñas y relativamente secas; otras son grandes y más húmedas y no hay copos que sean iguales entre sí. Los más secos y esponjosos pesan tan poco en comparación con su tamaño que descienden meciéndose, como las hojas, en lugar de caer aceleradamente; en su descenso atraviesa probablemente capas de aire muy frío y seco. Los copos mayores y mojados deben haber atravesado aire más húmedo; en su caída, entrechocan y se fusionan con otros copos. Si encuentran turbulencia en el aire, crecen por la agitación y forman pequeños granos opacos y delicados que se rompen al golpear contra el suelo para constituirse en nieve granulada.

Una capa de nieve seca puede ser tan esponjosa que, si tiene un espesor de 25 cm equivale a una capa de lluvia de 2 o 3 cm de altura. En cambio si la nieve es húmeda, esa misma medida de lluvia correspondería a un espesor de 5 a 8 cm de lluvia.

f. Nieve granuladaLa nieve granulada está constituida por pequeños copos de nieve procedentes de altoestratos, los granos se forman al derretirse la nieve cuando atraviesa masas de aire con temperaturas superiores a 0 ºC.

g. AguanieveEl agua nieve es una precipitación constituida por lluvia y

nieve a la vez.

h. GranizoEn algunos cumulonimbos existe vapor de agua super enfriado, a temperatura aproximadamente de unos 20 ºC bajo cero, que cristalizan directamente del estado gaseoso. Estos cristales e incluso las moléculas super enfriadas de vapor, pueden unirse a una partícula de hielo y formar granos de núcleo blando y envoltura de hielo, que se llama granizo.El granizo blando está constituido por granos esponjosos de hielo de color blanco opaco, dispuestas en capas concéntricas de diferente espesor; son de diferentes tamaños y formas que, probablemente, eran gotas de lluvia que se helaron al atravesar una capa de aire muy frío en el interior de una masa de nube cumuliforme. También

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podrán estar originados por copos de nieve cristalizados a gran altura, que se fundieron y posteriormente se congelaron durante el camino de descenso.

La estructura de hielo formada depende de la velocidad de deposición y de la temperatura en que se forma. Si la velocidad es pequeña, las gotitas se congelan, separadamente y el hielo resultante contendrá burbujas de aire, teniendo el aspecto opaco. Si la velocidad es rápida, o si el agua se reúne a temperaturas sobre 0 ºC con las partículas ya formadas, desplazándose después a regiones más frías, el nuevo depósito rodea a la esfera inicial y se congela en forma de hielo transparente.

La turbulencia en los cumulonimbos es bastante grande para sostener las partículas de hielo en formación dentro de la nube venciendo la gravedad.

Los movimientos ascendentes y descendentes de la nube someten a las partículas de hielo a diferentes temperaturas. Las piedras van creciendo mediante fuertes corrientes ascendentes a regiones donde el contenido de agua líquida es mayor y luego a otras donde el agua es menos abundante.

A veces las partículas de hielo se sueldan entre si y dan lugar a trozos grandes de hielo de formas y tamaño irregulares que reciben la denominación de pedriscos, cuyos diámetros pueden llegar a los 50 mm. Cuando el granizo cae a través de la nube y de la atmósfera húmeda, debido a sus propiedades higroscópicas, van incrementando su tamaño. Naturalmente estos proyectiles lanzados desde la nube pueden provocar daños con pérdidas catastróficas.

15.4 Factores de la pluviosidad

Aún cuando no existen relaciones estrictamente matemáticas entre la precipitación media de una cuenca con los diversos factores naturales; empíricamente se ha determinado algunas tendencias generales, tales como:

1. La alturaHasta cierto nivel, la precipitación se incrementa con la altura luego decrece. Cuando el aire asciende, se enfría, el vapor de agua se condensa, dando lugar a las precipitaciones; a mayor altura va llegando aire con menor humedad absoluta y con menos posibilidades de lluvia de condensación. Este fenómeno se observa, por ejemplo, cuando se analiza la precipitación de la cuenca amazónica, como resultado de los vientos alisios el aire se

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ve obligado a franquear la cordillera de los Andes, la precipitación se incrementa en la ceja de selva, hasta cierto nivel, luego disminuye.

Por consiguiente, en lugares con topografía accidentada, como es el caso de la sierra peruana, debe analizarse la relación existente entre la lluvia y la altitud, teniendo en cuenta la exposición de las vertientes, la orientación de los valles y otros factores, para cada cuenca en particular.

2. Barreras montañosasUna barrera montañosa que se opone perpendicularmente a la dirección predominante de los vientos, provoca mayor precipitación a barlovento; sin embargo, inmediatamente después que el viento ha franqueado la barrera montañosa la precipitación puede ser mayor a sotavento.

3. Orientación del terrenoLos valles orientados en el mismo sentido de la dirección del viento, son más húmedos que aquellos en los que predomina el viento en forma perpendicular, estos últimos están sujetos al descenso de masas de aire, con la consiguiente elevación de la temperatura y disminución de la humedad relativa.

4. TopografíaPara una misma lluvia “homogénea”, la cantidad de precipitación recibida por una superficie inclinada será menor que en una horizontal; pues sigue la ley del coseno.

5. Distancia al marLas precipitaciones disminuyen a medida que se incrementa la distancia al mar, en el sentido de la dirección predominante de los vientos; esto marca las diferencias entre zonas marítimas y continentales. Las primeras con mayor cantidad y frecuencia de precipitaciones, que las segundas.

15.5 Características de las precipitaciones

Las precipitaciones se las caracteriza por su cantidad, duración, intensidad y frecuencia.

1. Cantidad de lluviaLa cantidad total de precipitación caída sobre una superficie determinada y en un período dado, es expresada en términos de altura de lámina de agua que cubriría una superficie horizontal impermeable y sin escorrentía superficial ni infiltración. Esta profundidad es expresada generalmente en milímetros, que es equivalente a litros por metro cuadrado. La precipitación diaria, mensual o anual se refiere a la suma total de las precipitaciones

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caídas en cada una de estas unidades de tiempo; así por ejemplo, si durante el mes de enero ha llovido tres días solamente, con 12, 7 y 15 mm. Respectivamente; la precipitación de ese mes es de 34 mm.

2. DuraciónLa duración de una precipitación es el tiempo transcurrido entre el inicio y el término de la misma; se expresa generalmente en minutos, también puede referirse al tiempo en el que una precipitación cae con una intensidad uniforme.

3. IntensidadLa intensidad de la precipitación o de una parte de ella representa la razón de caída de agua en la unidad de tiempo, se expresa por lo general en mm./hora.

La intensidad influye en la formación de la escorrentía superficial y en la evaporación; por consiguiente la máxima intensidad de la precipitación por hora, día o mes constituye una información muy importante en hidrología.

4. FrecuenciaLa frecuencia se refiere a la ocurrencia de una precipitación igual o menor a un valor dado, durante un período de N años. Se expresa generalmente en porcentaje.

F = (m/N)100

Donde F es la frecuencia, m el número de veces en que las precipitaciones igual a mayor a un valor dado, y N número de años de observación. La frecuencia se estudia tanto para los valores totales (mensuales o anuales), como para los valores extremos.

La intensidad de duración y frecuencia de las precipitaciones constituyen valores importantes en la determinación de las magnitudes de los elementos de diseño de las estructuras hidráulicas, por cuya razón, estas características serán tratadas con mayor amplitud en los capítulos siguientes.

15.6 Instrumentos de medición

Los instrumentos de medición de la precipitación reciben el nombre de pluviómetros y pluviógrafos.

1. PluviómetrosA los instrumentos utilizados para medir la precipitación se les denominan pluviómetros, son aquellos aparatos o depósitos que

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miden la cantidad de agua caída. En principio, cualquier depósito puede servir de pluviómetro siempre que se conozca el área receptora, para lo cual se mide el volumen de agua recolectada y se divide por el área. Sin embargo, con la finalidad de poder comparar los resultados con los obtenidos de otras estaciones, es necesario que estos instrumentos sean de forma cilíndrica, colocada sobre una especie de embudo que conduce el agua hacia un reservorio, evitando, de esta manera las perdidas por evaporación.

2. Pluviógrafos

Los pluviógrafos son pluviómetros registradores, es decir, que proveen información de la cantidad y duración de la precipitación, permitiendo determinar la intensidad. Pueden ser de registro diario, semanal o mensual.

El tipo más comúnmente usado es el de sifón, cuya superficie colectora es similar a la del pluviómetro, el agua es conducida por un embudo hacia un cilindro receptor, en el interior del cual se encuentra un flotador que porta una pluma que se encarga de registrar la precipitación en una banda colocada sobre un sistema de relojería. Cuando el cilindro alcanza un nivel equivalente a 10 mm. de lluvia, se desagua automáticamente por medio de un sifón, retorna el flotador hacia el fondo del cilindro o posición cero.

Para obtener una buena información pluvial, los pluviómetros y pluviógrafos deben reunir ciertas características, tales como:

a. La superficie recolectora debe tener un área de 200 a 500 cm². En la práctica, el tamaño del área receptora tiene un efecto menor en la recepción total de lluvia, excepto cuando se trata de instrumentos muy pequeños;

b. Los bordes del colector deben ser cortantes y orientados hacia adentro;

c. Deben estar colocados en torna vertical, para delimitar correctamente el área de captación;

d. Las paredes deben ser lo suficientemente profundas para evitar salpicaduras. Las pérdidas por salpicaduras y evaporación del agua en las superficies receptoras pueden ser del orden 1 a 2 por ciento;

e. Deben ser construidos de metales no corrosivos, fibra de vidrio o de plástico.

f. Como el tipo, diámetro del colector, altura y forma en que es colocada el instrumento, son variables de país a país, es

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importante que el tipo seleccionado y método de instalación sean similares dentro de la red en consideración.

g. La cantidad de la lluvia en el pluviómetro varía con; la altura del instrumento y las características del entorno; cuanto más abierto sea el lugar de instalación, mayor es la diferencia con la altura. En el Perú se acostumbra instalar a una altura de 1,20 m sobre el suelo;

h. El lugar de instalación de estar bien nivelado y con los alrededores bien uniforme. Los errores producidos por el viento y la exposición pueden ser grandes, algunas veces superior a 50%;

i. El suelo debe estar cubierto con grass o desnudo;

j. No debe haber árboles o edificios en las cercanías, por lo menos cuatro veces la altura del obstáculo;

k. Debe evitarse lugares demasiado expuestos como el caso de colinas.

l. Los pluviómetros deben mantenerse limpios y evitar derrame del agua. Debe lavarse periódicamente las paredes internas evitando el uso de sustancias corrosivas.

15.7. Mediciones

1. La medición de la precipitación se realiza todas las mañanas a la misma hora. Convencionalmente se considera que la precipitación debe ser medida a las 07 horas y el valor debe ser registrado en el día anterior.

2. Para el efecto se utiliza una probeta graduada que tenga una relación exacta con el área de captación del pluviómetro.

3. Si no se dispone de una probeta graduada, se puede usar otro tipo de medidor que permita determinar la cantidad de agua en cm3 y el volumen observado será dividido por el área de la superficie receptora en cm² y tendremos la precipitación en cm; los errores pueden ser grandes pero se tiene una buena idea de la cantidad de precipitación.

3. Dificultades en la medición

Las medidas de la precipitación no son tan simples como parecen a simple vista; pues son afectadas por el viento, por la altura de instalación del pluviómetro, exposición y en menor grado por el

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tamaño del instrumento receptor; en resumen, se pueden decir lo siguiente:

a. El pluviómetro crea una perturbación aerodinámica, en el entorno, modificando el campo de las precipitaciones;

b. Existen pocos lugares debidamente protegidos, que permitan reducir el efecto aerodinámico.

c. La muestra tomada por el pluviómetro es extremadamente pequeña, desde el punto de vista estadístico;

d. La lluvia no es uniforme en toda la región; sin embargo, la medida realizada se considera representativa para una vasta región.

e. Una medida de la precipitación no puede ser repetida, recomendándose por ello, tomar las máximas precauciones para evitar errores.

15.8 Análisis de las precipitaciones

El conjunto de observaciones diarias, mensuales y anuales de la precipitación, obtenido durante varios años en una estación pluviométrica, forma una serie de datos que deben ser analizados racionalmente utilizando los principios estadísticos, de manera tal que permita caracterizar con pocas cifras, el régimen pluviométrico de la zona.

De una manera general, se busca caracterizar a una serie pluviométrica, a través de un valor central (media, mediana) y de la dispersión de los datos, según la duración del período de observación.

1. Módulo pluviométricoEl módulo pluviométrico es una medida de carácter central que corresponde al promedio aritmético de las alturas de las precipitaciones mensuales o anuales de una serie de años tan larga como sea posible. En ciertos casos, como en las distribuciones disimétricas, puede ser más lógico reemplazar el promedio aritmético por la mediana. La Organización Meteorológica Mundial recomienda 30 años de observaciones para que la media sea considerada como valor normal.

Media =xi/n

Donde xi representa a cada una de las observaciones y n, el número de años de observaciones realizadas.

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Curso Climatología Básica 193

2. Dispersión

La dispersión o fluctuación de las diversas observaciones de precipitación en torno del valor central, constituye un valor esencial para el ingeniero que no puede contenerse con el conocimiento de solamente el valor central. La dispersión se cuantifica a través de la desviación estándar, el coeficiente de variabilidad, el rango y los valores extremos.

a. La desviación estándarEs una medida de la variabilidad de la serie, esta definida por la desviación estándar (s), que es la raíz cuadrada de la variación; es decir, del promedio de los cuadrados de las diferencias de los valores pluviométricos sucesivos xi al modulo pluviométrico promedio xm

s = ((xi – xm)² /n)

Cuando se tiene una serie normal obtenemos:

- p = xm s < x < xm + s = 68%

- p = xm – 2s < x < xm +2s = 95%

- p = xm – 3s < x < xm + 3s = 99%

b. El coeficiente de variaciónEl coeficiente de variación es la relación entre la desviación estándar y la media, expresada en porcentaje, es decir:

Cv = (s/xm) 100

El Cv se utiliza debido a que dos series con igual valor de desviación estándar pueden tener diferente grado de variabilidad, dependiendo del valor de la media.

c. RangoEl rango es el intervalo de variación, que corresponde a la diferencia entre el valor máximo y el valor mínimo de la serie; por ejemplo, la diferencia entre el módulo pluviométrico del año más lluvioso con el más seco.

d. Valores extremosEn la mayor parte de los trabajos de ingeniería hidráulica los valores normales de la precipitación tienen menos interés que los valores extremos o excepcionales, por lo que estos merecen un análisis de las precipitaciones diarias de las alturas de lluvia y aún durante intervalos de

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Curso Climatología Básica 194

tiempo del orden de media hora, presenta para el hidrólogo un interés particular, pues estos valores son en última instancia, los que determinan la magnitud de las obras hidráulicas. Desde el punto de vista climatológico y agrícola, el número medio de días con lluvia en el curso del mes y del año, durante el período vegetativo de las plantas también tienen una gran importancia.

En una serie de observaciones pluviométricas, a medida que el intervalo de tiempo es más corto, será mayor la dispersión de las observaciones en torno de la media; además, la curva de las distribuciones de frecuencia se hará cada vez más quebrada y asimétrica. Para caracterizar el régimen de las lluvias en una región después de numerosos años, es común establecer la curva de las lluvias, medias mensuales para cada uno de los meses del año. En el mismo cuadro y gráfico respectivo deben figurar las curvas de máxima y mínima observadas. Para evidenciar mejor la distribución de las lluvias, independientemente su valor absoluto, se calcula a menudo, la media, la desviación estándar, los valores extremos, el coeficiente pluviométrico y los valores de las precipitaciones que se pueden presentar con una frecuencia predeterminada.

El coeficiente pluviométrico de un mes se da en porcentaje de la precipitación media anual.

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Curso Climatología Básica 195

Cuadro 9. Precipitación mensual en la Estación San Marcos. Cajamarca. (1966 – 1992)

AÑO ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SET OCT NOV DIC ANUAL

1 105 33 103 7 12 9 0 0 10 58 38 60 4352 82 141 102 42 7 6 20 0 14 108 22 39 5843 33 116 97 37 18 0 1 9 54 98 21 65 5484 40 112 86 84 0 15 0 0 30 0 137 107 6065 94 37 83 89 24 19 3 4 30 119 105 79 6866 75 167 209 99 25 17 6 0 9 72 69 83 8317 57 63 218 182 18 7 0 25 9 28 55 138 8018 170 79 137 213 36 24 6 6 45 109 64 100 9879 71 128 161 38 0 26 0 0 38 51 46 20 60910 58 176 195 116 29 14 14 11 54 66 31 15 77911 161 61 128 39 52 0 0 0 0 60 26 60 58612 161 96 118 33 7 2 3 2 40 43 80 69 65413 20 93 47 26 22 0 7 0 21 65 80 44 42414 50 104 170 56 39 0 4 18 67 0 57 44 61215 24 36 97 27 9 0 0 4 2 115 136 143 59216 77 209 156 34 38 17 0 11 13 73 150 92 86717 64 86 78 29 26 0 0 0 60 133 71 155 70318 134 22 158 101 38 0 6 2 28 44 33 109 67319 79 344 198 57 64 2 15 13 20 47 60 52 95120 47 31 115 17 20 0 1 13 18 34 33 86 41521 95 65 69 100 28 9 1 24 1 16 64 66 53922 93 74 85 93 6 3 5 4 43 29 117 103 65423 178 122 58 107 3 6 1 1 17 59 51 88 69124 115 135 106 122 9 3 0 1 41 106 45 1 68525 104 99 58 82 24 19 0 32 10 128 129 51 73626 46 88 152 73 6 3 0 0 8 60 37 71 54427 61 21 61 61 11 13 2 14 47 56 18 71 437Med. 85 101 121 73 21 8 4 7 27 68 66 74 654DS. 45 67 50 48 16 8 5 9 20 38 38 37 146CV.%

52 66 41 66 75 107 133 124 74 56 57 51 22

MAX.

178 344 218 213 64 26 20 32 67 133 150 155 987

MIN. 20 21 47 7 0 0 0 0 0 0 18 1 415C.P. 13 16 19 12 3 1 1 1 4 10 10 11 100

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15.9 Análisis de los aguaceros en una cuenca

El análisis de las precipitaciones en el conjunto de una cuenca, cuya superficie puede variar desde algunos kilómetros cuadrados como es el caso de los proyectos de saneamiento urbano, a muchos miles de kilómetros cuadrados en el estudio de una represa de almacenamiento de agua para riego. En este último caso, el estudio esta basado en las observaciones pluviométricas, existentes en el área de estudio y en sus alrededores.

Para la determinación de la lámina de la lluvia caída en una cuenca, se puede emplear; el promedio aritmético, y el promedio ponderado.

1. Media aritméticaLa determinación de la precipitación media caída en una cuenca, a través del promedio aritmético, es el procedimiento más sencillo, pero a menudo, el menos exacto debido a que la precipitación no se distribuye en forma homogénea en toda el área de estudio.

2. Promedio ponderadoLa determinación de la precipitación caída en una cuenca a través del promedio ponderado consiste en ponderar las precipitaciones en función del área de influencia de los valores pluviométricos; existen tres procedimientos; hipsométrico, isohietas y polígonos de Thiessen.

a. Método de las isohietasLa isohieta es una línea que une todos los puntos de la superficie que tiene una misma precipitación. Estas líneas se trazan de manera similar a las curvas a nivel en topografía. La precipitación media se determina según la siguiente ecuación:

P1A1 + P2A2+….PkAk

Xp =AiPi/Ai = ------------------------------ A1 + A2…Ak

Donde Xp es el promedio ponderado; Pi es la precipitación media entre dos isoyetas consecutivas; Ai es el área comprendida entre las mismas isoyetas. El área entre curvas, se determina con la ayuda del planímetro.

El método de las isohietas constituye el procedimiento más racional y preciso en la determinación de la precipitación media de una cuenca.

b. Método de las curvas hipsométricasEl trazado de las isohietas es demasiado laborioso. Para evitar esta dificultad, se estudia la relación existente entre

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altura y la precipitación. Si esta relación es significativa, se puede determinar una ecuación de regresión que permite relacionar la altura con la precipitación; de esta manera se divide la cuenca en áreas, en función de las curvas hipsométricas (líneas de igual altitud), a cada curva le corresponde un valor de la precipitación. El área entre líneas se determina de la misma forma que en el caso de las isohietas.

P1A1 + P2A2+…PkAk

Xp = ---------------------------A1 +A2…Ak

c. Método de los polígonos de ThiessenConsiste en ponderar las áreas de cada estación, admitiendo que cada una de ellas representa la precipitación media de una fracción de la cuenca, delimitada por un polígono que resultan del proceso siguiente:

Estando las estaciones representadas en un mapa a escala apropiada, se unen los puntos de las estaciones adyacentes por medio de rectas, en el punto medio de éstas se traza una perpendicular; las intercepciones de estas mediatrices, delimitan cierto número de polígonos, cuya área se encuentra bajo la influencia de la precipitación registrada en cada una de las estaciones. La media para toda la cuenca se determina de forma similar a los métodos antes mencionados.

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*******************************XVI. EVAPOTRANSPIRACION

16.1 Evaporación

La evaporación es el proceso físico por el cual un líquido pasa al estado de vapor; en agrometeorología se estudia la evaporación del agua, ya sea partiendo de una superficie de agua libre (lagos, ríos, reservorios), desde el suelo o a través de la transpiración de las plantas. La transpiración es, fundamentalmente, un proceso de evapotranspiración de las plantas. La transpiración es; sin embargo un proceso de evaporación, sin embargo a diferencia de la evaporación desde una superficie acuosa, modificada por la estructura de la planta y el comportamiento de los estomas.

16.2 Factores que afectan a la evaporación

La tasa de evaporación del agua es afectada por una serie de factores, estos pueden ser divididos en factores que determinan el poder evaporante de la atmósfera y los que afectan la superficie evaporante.

1. Poder evaporante de la atmósferaLos parámetros que caracterizan el estado de la atmósfera que se encuentra inmediatamente sobre la superficie evaporante y que determinan la capacidad de absorción de vapor de agua, son los siguientes:

a. Déficit higrómétricoEl déficit hipsométrico o de saturación de vapor de agua se refiere a la cantidad de vapor que falta a la atmósfera para saturarse. Dalton, en 1802, demostró que la tasa de evaporación de una superficie de agua libre es proporcional al déficit higrométrico, siempre que los demás factores permanezcan invariables. Este déficit puede ser expresado de la forma siguiente:

Ev = k (es - e)

Donde k es la constante de proporcionalidad y depende los demás factores: es presión de vapor saturante

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Curso Climatología Básica 199

correspondiente a la temperatura de la superficie evaporante y, e, la presión de vapor actual en la atmósfera.

b. TemperaturaLa evaporación es directamente proporcional a la temperatura del agua y del aire; cuando más alta es la temperatura del agua, menor es la cantidad de energía necesaria para la evaporación. Además, la temperatura del aire determina el valor de la presión de saturación del vapor de agua.

c. Radiación solarLa evaporación implica el cambio de estado del agua, de líquido y vapor; es decir, de un estado menos dinámico hacia otro más dinámico, esto es posible solamente a expensas de energía. Esta energía procede del balance de radiación en la superficie evaporante.

A la energía necesaria para producir la evaporación del agua se denomina calor latente de evaporación, que se libera cuando el vapor de agua se condensa.

d. El vientoEl viento es una forma de energía (cinética) que contribuye a la evaporación, porque ayuda al desprendimiento de las moléculas de agua que se encuentran en la inter fase agua-aire. Por otro lado, el viento reemplaza la masa de aire más o menos saturada que descansa sobre la superficie evaporante, por masas relativamente más secas, procedentes de los alrededores; a este fenómeno se denomina efecto de oasis.

La evaporación es directamente proporcional a la velocidad del viento, hasta cierto nivel crítico, a partir del cual la tasa evaporativa se reduce y finalmente se estandariza.

e. Presión atmosféricaLa influencia de la presión atmosférica sobre la evaporación es a veces muy discutida; sin embargo, se admite que es inversamente proporcional a la evaporación; puesto que cuando se incrementa el peso de la atmósfera sobre la superficie evaporante, dificulta la difusión del vapor.

f. Naturaleza de la superficie evaporante

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La naturaleza de la superficie de agua libre es diferente a la que se produce a partir del agua del suelo o por transpiración de las plantas.

- En superficie de agua libre

La evaporación a partir de las superficies de agua libre depende, casi exclusivamente, del poder evaporante de la atmósfera. Sin embargo, la salinidad, profundidad y de la orientación de los depósitos de agua juegan un papel importante.

- La salinidad incrementa el poder potencial osmótico, disminuye la tasa evaporativa.

- Los reservorios superficiales evaporan más que los profundos; un reservorio profundo utiliza mayor cantidad de energía para elevar la temperatura de la masa de agua y lo trasmite a mayor profundidad.

- Un reservorio orientado longitudinalmente, en el mismo sentido de la velocidad del viento, es menos afectado que otro orientado en sentido perpendicular. En el primero, el aire más o menos saturado de un extremo es arrastrado hacia el otro, contribuyendo en menor proporción a la evaporación.

2. Evaporación del agua del sueloLa evaporación del agua contenida en el suelo depende, además del poder evaporante de la atmósfera, de las propiedades físico químicas, tales como granulometría, contenido de agua, conductiva térmica del suelo. Así por ejemplo, los suelos arenosos con suficiente contenido de agua evaporan a una tasa similar a la que se produce en una superficie; en cambio, los suelos arcillosos lo hacen en menor proporción debido al mayor potencial matricial.

3. Transpiración de las plantasLa transpiración es el factor dominante en las relaciones hídricas de la planta. La evaporación del agua produce el gradiente de energía para el movimiento del agua dentro y a través de las plantas. La transpiración difiere de la evaporación porque el escape de vapor de agua de las plantas

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esta controlado por resistencias de las hojas que no existen en la evaporación desde una superficie de agua libre.

La tasa de transpiración depende de la interrelación existente entre el poder evaporante de la atmósfera, las propiedades físico dinámicas del suelo y de la naturaleza de las plantas.

Los factores relacionados con la planta que determinan la transpiración son: la presión de vapor de agua, el gradiente de concentración y las resistencias a la difusión en el camino del vapor, densidad del sistema radicular, superficie foliar, orden y estructura de las hojas y el comportamiento de las estomas; muchos de estos factores dependen de la especie y variedad. Por otro lado, se debe considerar que la apertura y cierre de estomas depende también de algunos factores ambientales como contenido de agua en el suelo, temperatura e intensidad de la luz, veamos algunos de ellos.

a. Potencial del agua en el sueloCuando la demanda evaporativa es alta, la transpiración disminuye rápidamente aún cuando exista suficiente agua en el suelo, esto se debe a que el agua necesita cierto tiempo para que el flujo desde el suelo satisfaga las necesidades hídricas de la raíz, por eso se observa el marchitamiento de las hojas en las horas de mayor demanda de agua y luego recuperan la turgencia.

b. Densidad del sistema radicular de la plantaLas plantas con sistemas radicular denso, por su mayor capacidad de absorción de agua desde el suelo, mantiene la tasa evaporativa por más tiempo y a potenciales mayores de agua en el suelo, que las plantas con sistemas radicular profuso.

4. Reducción de la transpiración

Los científicos y los agricultores, desde hace mucho tiempo, se han interesado por la reducción de las tasas de transpiración de las plantas; una posibilidad de lograr esto consiste en cubrir las plantas con una película impermeable que reduzca el escape de vapor de agua, o aplicando sustancias que provoquen el cierre de estomas. El uso de películas, no ha sido muy prometedor, porque son relativamente impermeables al bióxido de carbono y

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reducen la fotosíntesis. Mientras que la aplicación de sustancias que provoquen el cierre de las estomas parece más prometedor, porque un cierre parcial de las estomas reduciría más la transpiración que la fotosíntesis. Uno de los compuestos utilizados para este fin es el acetato fenil mercurico.

16.3 Evapotranspiración

Evapotranspiración es el término utilizado para designar al total de la evaporación ocurrida desde la superficie del suelo y la transpirada por las plantas, como estos procesos son similares, ocurren de manera simultanea y son muy difíciles de ser separados, en agricultura se prefiere manejarlos en forma conjunta.

1. Evapotranspiración potencialEl concepto de evapotranspiración potencial (ETp), fue introducido por Thornthwaite quien, en su propuesta de 1948, asumió que la evapotranspiración permanecía en los niveles potenciales mientras había humedad en el suelo.

Penman, en 1,956, con la finalidad de uniformizar criterios, desarrollo un concepto sobre la ETp que ha sido aceptado por la Organización Meteorológica Mundial (OMM), dice lo siguiente; la evapotranspiración potencial es aquella que tiene lugar a partir de un suelo cubierto totalmente por una vegetación rastrera, con densidad y altura uniforme (10 a 15 cms.), en crecimiento activo y bajo condiciones óptimas de humedad. Es decir, el concepto de ETp está ligado a condiciones estandarizadas de agua, suelo y planta.

En las estaciones climatológicas, para estimar la ETp, se utilizan superficies completamente cubiertas de grass permanentemente irrigadas, aunque existen controversias en cuanto al efecto de la tensión de humedad del suelo sobre la tasa de evaporación.

2. Evapotranspiración actual

La evapotranspiración actual o real ETr, es la que tiene lugar bajo condiciones naturales de humedad existentes en el suelo; es decir, en función de las características del clima reinante, dependiendo exclusivamente del agua de las precipitaciones. A medida que el suelo se seca, la evapotranspiración ocurrirá por debajo de su tasa potencial, en consecuencia, la ETr será igual o menor a la potencial.

3. Evapotranspiración potencial de cultivo

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Curso Climatología Básica 203

La evapotranspiración potencial del cultivo ETc, es aquella que se refiere a un cultivo exento de enfermedades que crece en un campo extenso (una o más hectáreas) en condiciones óptimas de suelo y agua en el que se llega al potencial de plena producción. Las condiciones locales y las prácticas agrícolas e inclusive los tipos de plantas y la selección de variedades pueden repercutir de un modo considerable en ETc.

No todos los cultivos pueden desarrollarse bien con los mismos niveles de agua en el suelo; depende del tipo de planta, estudio de desarrollo y de los objetivos de la producción; así, por ejemplo, la remolacha forrajera requiere altos niveles de humedad en el suelo, mientras que la remolacha azucarera debe cultivarse con niveles medios de humedad para no disminuir la concentración de azúcares; la caña de azúcar, durante la fase de crecimiento requiere mucho agua, mientras que en la fase de maduración debe ser agostada.

16.4 Uso consuntivo

En irrigación a la cantidad de agua que se pierde en un campo por evapotranspiración potencial más el agua que forma parte de la materia orgánica de la planta se denomina uso consuntivo. Como el agua de constitución de los tejidos es infinitamente pequeña en relación con la ETp, el suelo consultivo se considera como sinónimo de ETp. El Coeficiente de uso consuntivo (Kc) es la relación entre la ETc y la ETp, o sea:

Kc = ETc/ETp

Como la ETc puede ser determinada solamente en los Centros de Experimentación Agrometeorológica y la ETp pueden ser estimada a partir de la información climatológica, entonces, ETc puede ser estimada a través de:

ETc = Kc.ETp

Los factores que repercuten en el valor del coeficiente de cultivo Kc, son principalmente las características del cultivo, las fechas de plantación o siembra, el ritmo de desarrollo del cultivo, la duración del período vegetativo, las condiciones climáticas y, especialmente durante la primera fase de crecimiento, la frecuencia de las lluvias o del riego, por lo tanto, los coeficientes de cultivo deben ser determinados para cada zona y cultivo en particular.

16.5 Importancia de la evapotranspiración

La evaporación y la transpiración representan una cantidad significante de transferencia de masa y energía en el sistema tierra-atmósfera; por consiguiente, tiene que ver con una serie de aspectos físicos y operaciones de riego y otras actividades relacionadas con el suministro de agua.

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1. En el ciclo hidrológico, los cambios de fase del agua, de líquido a vapor y viceversa, constituyen los mecanismos más grandes de redistribución de la energía solar; pues ésta permite la circulación del agua desde los océanos hacia la atmósfera y de ésta a la superficie terrestre y de aquí, nuevamente a los océanos.

2. La evapotranspiración representa el proceso de mayor importancia, desde el punto de vista agrometeorológico. Pues, las plantas requieren grandes cantidades de agua; por ejemplo: para producir un kilogramo de trigo se requieren aproximadamente 1000 kg de agua, de los cuales el 99.9 % se pierde por evapotranspiración.

3. El efecto físico más importante de la transpiración es el enfriamiento que se produce en la superficie evaporante; por tanto, juega un rol muy importante en la regulación térmica de las plantas y animales y del medio ambiente, puesto que la transpiración tiene lugar a expensas de energía. La reducción de la transpiración de las plantas puede resultar en un incremento de la temperatura entre 2 y 3 ºC, pudiendo llegar a 10 ºC en condiciones extremas.

4. La evaporación natural tiene lugar solamente cuando la presión de vapor actual es menor que la presión saturante en la atmósfera y puede continuar solamente si existe una fuente adicional de energía. Plantas expuestas al 100% de humedad relativa muestra una reducción en la velocidad de crecimientos; esto se debe a la interrupción de la traslocación de sustancias nutritivas desde el suelo, conjuntamente con el agua.

5. La determinación de la evapotranspiración constituye una de las fases más importantes en la cuantificación de las necesidades de agua para riego. El riego tiene por finalidad restituir el agua perdida por la evapotranspiración.

16.6 Determinación de la evaporaciónLa evaporación con la evapotranspiración se expresa en las mismas

unidades que las precipitaciones; es decir, en espesor de la lámina de agua evaporada, en mm, a partir de la cual es fácil transformar a volumen por unidad de superficie y tiempo.

La medida de cantidad de agua pérdida por evapotranspiración en superficies cultivadas presentan mucho interés para los agricultores y forestales relacionados con el estudio del uso del agua por diversas clases de cubierta vegetal, la producción del rendimiento del vertientes y la oportunidad del regadío.

Debido a la gran importancia que tiene el conocimiento de la tasa de evaporación en las distintas actividades humanas, se han desarrollado una

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gran diversidad de métodos de determinación, pudiéndose dividir de muy diversas maneras, entre ellos en directos e indirectos.

1. Métodos directosSe denomina métodos directos a todos aquellos procedimientos que permiten determinar la evaporación a través de mediciones de la cantidad de agua evaporada, valiéndose de equipos o instrumentos. Entre éstos podemos citar; el tanque de evaporación, evaporímetro de Wild, evaporímetro de Piche, lisímetro, parcelas experimentales y muestreos de suelos.

a. Tanque de evaporaciónLos tanques de evaporación son depósitos de agua de forma y tamaño variables, que permiten evaluar las pérdidas de agua por evaporación, determinando la variación del nivel del agua en el transcurso del tiempo.

Entre los tipos más conocidos de tanques tenemos los superficiales, enterrados y flotantes.

- El tanque enterrado, es colocado al ras del suelo, de esta manera es menos sensible a los cambios de temperatura ambiental; pero presentan errores por salpicadura del agua de lluvia que cae sobre el suelo.

- El tanque flotante, se utiliza para determinar la evaporación en lagos y reservorios, la instalación y las observaciones son dificultadas por la falta de condiciones de amarre, mantenimiento de la estabilidad y del nivel de agua, oleaje, etc.

- Los tanques superficiales, están instalados sobre la superficie de una red de madera a 10 cms. del suelo. Tiene la ventaja de que el agua de lluvia que cae en los alrededores no salpica al interior del tanque, pero están demasiados expuestos a la variación de las condiciones de temperatura del medio que los rodea. Entre los tipos más conocidos y utilizado tenemos el Tanque tipo A.

b. Tanque tipo AEl tanque tipo A o clase A, fue desarrollado en los Estados Unidos de

América y ha sido adoptado por el Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú. Se trata de un cilindro de fierro galvanizado de 24.5 cm. de profundidad, 120.7 cm de diámetro, colocado en una plataforma de madera, a 10 cm sobre el suelo, en forma horizontal; normalmente no debe ser pintado, en todo caso debe hacerse con pintura anticorrosiva.

El tanque debe ser llenado hasta 5 cm. Por debajo del borde superior y no debe bajar de 7,5, tanto para evitar el derrame por una lluvia intensa, como evitar alteraciones en las condiciones termodinámicas del agua cuando el nivel

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Curso Climatología Básica 206

es demasiado bajo. Tiene la desventaja de que las condiciones térmicas del agua son rápidamente alteradas por las del aire. Para estudios de las necesidades de agua de los cultivos el tanque debe ser colocado bajo condiciones del cultivo, preferentemente sobre una parcela con grass de 20 m x 20 m, en un lugar abierto que permita la libre circulación del aire.

La medición de la evaporación en el tanque consiste en determinar la variación del nivel del agua, debe tenerse en cuenta la cantidad de lluvia caída. Generalmente se realizan dos observaciones diarias (mañana y tarde), ambos al mismo tiempo que la precipitación con el pluviómetro.

La evaporación de un cultivo puede ser estimada a través de la relación siguiente:

ET =Kp. Ep

Donde Ep es la evaporación del tanque en mm/día obtenida de la media de un período determinado; kp es el coeficiente de tanque que varia considerablemente en función del tipo de área, donde se encuentra el tanque (viento, cubierta vegetal, condiciones del entorno); en termino medio se considera que un cultivo puede evaporar entre 0,7 y 0,9 de la evaporación de tanque. El Kp, se determina en centros experimentales donde existe la posibilidad de determinar la ETp y Ep; es decir:

Kp = Etp/ EpPor tanto, en estaciones donde solamente se determina la evaporación de tanque se aplica la corrección respectiva.

Cuadro 10. Coeficiente de evaporación (Etan) para tanque de clase A, para diferentes cubiertas y niveles de humedad relativa y vientos durante 24 horas, según Irrigatión and Drainage Paper (1977).

Humedad Relativa

Baja Media Alta Bajo Media Alta

(%) Media (40) (40-70) (70) (40) (40-70)

(-70)

Viento (1) (2)(km/h) (m) (m)Ligero 0,55 0,65 0,75 1 0,70 0,80 0,85Menor-175 10 0,60 0,75 0,85 10 0,60 0,70 0,80

100 0,70 0,80 0,85 100 0,55 0,65 0,751000 0,75 0,85 0,85 1000 0,50 0,60 0,70

Moderado 1 0,50 0,60 0,65 1 0,65 0,75 0,80175-425 10 0,60 0,70 0,75 10 0,55 0,65 0,70

1000 0,70 0,80 0,80 1000 0,45 0,55 0,60Fuerte 1 0,45 0,50 0,60 1 0,60 0,65 0,70425-700 10 0,55 0,60 0,65 10 0,50 0,55 0,65

100 0,60 0,65 0,70 100 0,45 0,50 0,601000 0,65 0,70 0,75 1000 0,40 0,45 0,55

Muy Fuerte 1 0,40 0,45 0,50 1 0,50 0,60 0,65Mayor 700 10 0,45 0,55 0,60 10 0,45 0,50 0,55

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Curso Climatología Básica 207

100 0,50 0,50 0,65 100 0,40 0,45 0,501000 0,55 0,60 0,65 1000 0,35 0,40 0,45

1.- Distancia a barlovento de la cubierta verde2.- Distancia a barlovento de la superficie a secano.

16.6 Algunas consideraciones

Las observaciones del tanque suministran una medida integrada del efecto de la evaporación, viento, temperatura y humedad del aire. En forma similar, las plantas responden a las mismas variables climáticas, pero muchos de estos factores producen diferencias significativas en las pérdidas de agua. Por lo tanto, debe tenerse en cuenta lo siguiente:

1. La reflexión de la radiación solar en el agua es solamente de 5 a 8 %; mientras que en los cultivos es de 20 a 25 %.

2. El almacenamiento de calor en el tanque puede ser apreciable y puede causar evaporación significativa durante la noche;

3. Muchos cultivos transpiran solamente en algunas horas del día;

4. La turbulencia ocasiona diferencias en la evaporación y en la transpiración;

5. En la selección del valor Kp es necesario considerar el tipo de cubierta vegetal de la estación evaporimétrica, de sus alrededores, las condiciones de viento y humedad;

6. Cuando el tanque es ubicado en una estación con muy poca cubierta de grass, suelo descubierto y seco, asfaltado, etc., la temperatura del aire al nivel de tanque puede ser de 2 a 5 °C más alta, que determinan un incremento en la evaporación. Este efecto es más pronunciado en áreas de clima desértico o semidesértico; entonces el valor de Kp puede ser disminuido hasta en un 20%.

c. Evaporímetro Wild

El evaporímetro tipo Wild es una especie de balanza tipo pesa cartas, en la que el platillo esta constituido por una vasija conteniendo agua. Las variaciones del peso del agua son transmitidas hacia una aguja indicadora o hacia un sistema de registro, constituyendo en este último caso, un evaporógrafo. Es un instrumento muy sencillo, pero tiene el inconveniente de que el

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volumen del agua es reducido, siendo muy afectado por las variaciones térmicas del ambiente.

d. Evaporímetro de Piche

Es un atmómetro, que esta constituido por un tubo de vidrio graduado de 25 a 30 cm de largo y 1,5 cm de diámetro, una vez lleno de agua se obtura la abertura con un filtro circular normalizado de 30 mm de diámetro y 0,5 mm de espesor, que se fija con un clip. La variación del nivel de agua en el tubo es una medida del poder evaporante de la atmósfera y, por tanto, de la evaporación.

e. Atmómetro de porcelana

Son esferas o placas circulares de porcelana porosa, de color blanco; primeramente se saturan de agua y se pesan, luego la evaporación se determina por la diferencia de pesos entre el inicio y la finalización de la observación; pudiendo determinar la evapotranspiración mediante la aplicación de coeficientes previamente determinados.

f. Lisímetros

Los lisímetros son depósitos o tanque enterrados, de diversos tamaños, en los cuales es posible medir la percolación del agua. Constituyen los instrumentos más aceptables en la determinación de la evaporación, siempre que la instalación cumpla con ciertas condiciones tales como:

- Deben ser lo suficientemente grandes y profundas para reducir el efecto de borde y evitar restricciones en el desarrollo del sistema radicular. Para cultivos pequeños el lisímetro debe tener por lo menos un metro cúbico de suelo.

- Las condiciones físicas en el interior del lisímetro deben ser comparables con las del exterior (granulometría, estructura, densidad del suelo, humedad).

- El lisímetro no será representativo de las condiciones de los alrededores si el cultivo en el lisímetro es más alto, más corto, más denso si la periferia no está cultivada con el mismo cultivo. Es decir, cada lisímetro debe tener un área en su entorno mantenida con el mismo cultivo, bajo las mismas condiciones de humedad. En condiciones desérticas esta área no debe ser menor de 3 ha. a fin de evitar el efecto de oasis.

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Curso Climatología Básica 209

- Para la determinación de la evapotranspiración potencial se mantiene el lisímetro cultivado con una planta que prospere en condiciones de humedad parecido a una capacidad de campo; en la práctica se utiliza el rye grass, con una densidad y altura uniforme, además de mantener con una dotación de agua de manera que el suministro que el suministro de agua no sea factor limitante de la evaporaciónLos lisímetros son de diferentes tipos, pero se pueden agrupar en dos; volumétricos y gravimétricos.

g. Lisímetros volumétricos

Los lisímetros volumétricos tienen una cámara de percolación que sirve para determinar la cantidad de agua percolada entre dos mediciones sucesivas.

La evapotranspiración se determina a través de la ecuación del balance hídrico siguiente:

ET = (PP + R - I) / n

ET es la evapotranspiración en mm/día; PP es la precipitación del período transcurrido, R es la cantidad de agua necesaria para recuperar la capacidad de campo; I es la infiltración y n, el número de días transcurridos desde el inicio de la observación, que se cuenta a partir del momento en que el lisímetro fue puesto en capacidad del campo, todos los datos deben estar expresados en espesor de lámina de agua, en milímetros.

EjemploUn lisímetro de 2 m2 de superficie, al transcurrir 12 día de haber sido puesto en capacidad de campo, ha llovido 16 mm; se aplica 30 litros de agua y, hasta recuperar capacidad de campo se ha infiltrado 6 litros. ¿Cuál es el valor de la evapotranspiración en mm/día?

Solución

PP = 16 mmR = 30 litrosR = 0.03 m3 / 2m2 = 0,015 m = 15 mm

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I = 6 litrosI = 0.006 m3 /2m2 = 0.003 m = 3 mmET = (16 + 15 - 3) /12 días = 2,33 mm/día

h. Lisímetro Gravimétricos

Los lisímetros gravimétricos están montados sobre una balanza a fin de poder determinar las variaciones de peso, tanto por el riego como por la infiltración y la evaporación.

La evapotranspiración se determina mediante la ecuación siguiente:

ET = (PP + R - I -dp) /n

Donde dp es el incremento de peso del lisímetro entre la primera pesada y la segunda.

Ejemplo:

Un lisímetro gravimétrico de 2 m2 de superficie, tiene un peso inicial de 1424 kg; se aplica un riego con 30 litros, al cabo de 8 días se han infiltrado 5 litros, ha llovido 12 mm y tiene un peso de 1428 kg. Determinar la evapotranspiración en mm/día.Solución

PP = 12 mmR = 30 litros = 15 mmI = 5 litros/2m2 = 2,5 mmdp = Pf - Pi = 1428 - 1424 = 4 kgdp = 4 litros/2m2 = 2 mmET = (12 + 15 - 2,5 - 2) /8 días = 2,8 mm/día

i. Parcelas experimentales

La determinación de la evapotranspiración puede realizarse seleccionando una parcela de terreno en la que se pueda aplicar agua periódicamente, cantidades adecuadas de agua, evitando las perdidas por percolación profunda; la cantidad deberá ser determinada. Este método constituye un procedimiento muy practico que permite determinar las necesidades de agua de los cultivos en las diferentes fases desarrollo.

16.7 Variación de la humedad de suelo

Consiste en la determinación de la humedad del suelo en forma

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periódica, dentro de la profundidad efectiva, es decir, en el perfil que comprende el mayor desarrollo del sistema radicular de las plantas. Teniendo en cuenta que la cantidad de agua aplicada en calidad de riego y la procedente de la precipitación es consumida principalmente en la evapotranspiración está dada por la diferencia entre el contenido de humedad inicial y final, descontando las cantidades de precipitación ocurrida en el intervalo de las observaciones.

ET = ( H1 - H2 + PP)/n

Siendo H1 y H2 el contenido de humedad en el suelo expresada en lámina de agua, inmediatamente después del riego y al finalizar el período de observaciones, respectivamente, PP, la precipitación y n la duración del período en días.

Este método es utilizado ampliamente en los programas de riego, para determinar el contenido de humedad del suelo y, por tanto, la cantidad de agua que le falta antes del riego programado.

2. Métodos indirectos

Se denominan métodos indirectos a los procedimientos que permitan estimar la evapotranspiración por medio de fórmulas, las mismas que hacen uso de uno o más de los parámetros climatológicos que intervienen en la determinación del poder evaporante de la atmósfera.

Debido a la gran importancia que tiene el conocimiento de las pérdidas de agua por evaporación, desde la iniciativa de Dalton, en 1793, muchos investigadores de diversas disciplinas, se han dedicado a desarrollar métodos que permitan conocer, con la mayor precisión, la tasa de la evapotranspiración. Consecuentemente, en la actualidad existe una gran diversidad de modelos matemáticos que permiten conocer la evapotranspiración para cada condición climatológica. Entre estos se puede enunciar a los siguientes:

Thornthwaite, Blaney-Criddle, Turc, Makkink, Penman y muchos otros. Sin embargo, hay que tener en cuenta que estos métodos son válidos solamente para los lugares en los cuales se ha desarrollado o para aquellos de condiciones climáticas similares. Por consiguiente, no deben ser aplicados en cualquier lugar sin antes haber sido testado o recalibrados.

a. Método de Thornthwaite

El agro climatólogo W. Thornthwaite, desarrollo un método de determinación de la evapotranspiración potencial

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utilizando solamente la temperatura media del aire, que es un parámetro que se observa en casi todas las estaciones meteorológicas del mundo.

La evapotranspiración según el método de Thornthwaite ha obtenido popularidad mundial, particularmente porque exige solamente el conocimiento de la temperatura y porque se presenta como base para una clasificación mundial de los climas.

Da buenos resultados en condiciones cálidas y semidesérticas, siendo necesario, ciertas correcciones para otras condiciones. La confiabilidad del método de Thornthwaite, disminuye en la estimación de la ET para cortos períodos; en compensación aumenta gradualmente con el alargamiento del período. Por eso, se recomienda que la fórmula sea verificada con medidas de la ET, realizadas, con lisímetros o por otros métodos más precisos.

Este método tiene la siguiente expresión:

ETp = 16 (10T/I)a

Donde:ETp es la evapotranspiración potencial en mm por mes de 30 días y de 12 horas de duración; T es temperatura media mensual en grados centígrados, I es índice de calor anual:

I = ∑ i

Siendo i el índice de calor mensual:

i = (T/5) 1.514

a = 0,0000006751I3 - 0,000071I2 + 0,01792I + 0,49239

EjemploEn el cuadro se presenta las temperaturas medias mensuales de la Estación Agrometeorológica de Cajamarca.El índice de calor mensual para enero: i = (14,6/5)1.514 = 5,0651Por tanto, el índice de calor anual:

I = ∑ (5,0651 + 4,9604 +...+ 5,0127) = 57,5367a = 1,39697

La evapotranspiración de enero, para 30 días con 12 horas de luminosidad será;

ET = 16(10 x 14,6/57,5367)1,39679

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ETp = 58,75 mm

La corrección para 31 días, con 12,37 horas de brillo solar es:

ETp = 31 x 12,37 / (30 x 12) x 58,75ETp = 62,6 mm/mes

Cuadro 11. Temperatura media mensual (ºC), duración del brillo solar en horas (N), Número de días del mes (M), evapotranspiración sin corregir (ET) y corregida (ETp).

MES TEMP i/mes ET N M C ETp°C (mm) (Hora) (Días) (mm)

Ene. 14,6 5,0651 58,748 12,37 31 1,0652 62,6Feb. 14,4 4,9604 57,627 12,23 28 0,9512 54,8Mar. 14,5 5,0127 58,187 12,04 31 1,0368 60,3Abr. 14,4 4,9604 57,627 11,48 30 0,9867 56,9May. 13,8 4,6509 54,301 11,31 31 0,9739 52,9Jun. 13,2 4,3482 51,032 11,59 30 0,9658 48,3Jul. 12,9 4,1994 49,419 11,63 31 1,0015 49,5Ago. 13,6 4,5492 53,205 11,77 31 1,0135 53,9Set. 14,2 4,8565 56,512 11,97 30 0,9975 56,4Oct. 14,3 4,9084 57,069 12,17 31 1,0470 59,8Nov. 14,5 5,0127 58,187 12,33 30 0,0275 59,8Dic. 14,5 5,0127 58,187 12,41 31 1,0686 62,2Año 14,1 57,5367 12 677.4

j. Método de Blaney-Criddle

Blaney-Criddle derivaron una relación empírica para determinar la evaporación a partir de la temperatura, humedad relativa y duración del día. Posteriormente excluyeron la humedad relativa. Simplificando aún más el método, llegando a la siguiente ecuación.

ETo = cp(0,46T + 8) mm/díap = (100/365) x (N/12)

Donde:ETo = evaporación de un cultivo de referencia en mm/día

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para el mes considerado (ETp); T= temperatura media del mes considerado, p es el porcentaje medio diario del total anual de horas diarias, depende del mes y la latitud; N = duración del día; c = factor de ajuste que depende de la humedad relativa mínima, horas del sol y velocidad del viento.

Ejemplo:Determinar la ETp del mes de setiembre en Cajamarca, sabiendo que la temperatura es de 14,2 ºC.

Solución:En setiembre, N = 11,97 horas;

p = (100/365) x (11,97/12) = 0,273ETo = c.0,273(0,46x14,2 +8

ETo = c.2,59 mm/día

El valor de c se determina con la ayuda de los abacos que se presentan seguidamente.

Este método es usado donde existen solamente observaciones de temperatura del aire, pero el efecto del clima en los requerimientos de agua de los cultivos no es definido en forma apropiada solo por la temperatura y duración al día, sino que varían ampliamente. En consecuencia, se debe utilizar un coeficiente apropiado, en función de las condiciones climáticas reinantes.

Consideraciones

Los métodos que usan solamente la temperatura como elemento climático para la determinación de la ETp, deben usarse con cierta reserva, en las condiciones siguientes:

- En regiones ecuatoriales donde la temperatura permanece prácticamente constante en el curso del año, mientras que otros parámetros cambian;

- En islas pequeñas y en áreas costaneras donde la temperatura del aire es afectada por la temperatura del mar, teniendo una respuesta reducida a la variación estacional de la radiación;

- En las grandes altitudes debido a que las temperaturas medias son muy bajas, pese a la alta intensidad de la radiación solar;

- En climas con amplia variabilidad en la duración de horas de sol durante las estaciones transicionales.

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- Los métodos que utilizan solamente la temperatura para el cálculo de la ETp, deben usarse solamente cuando la temperatura es el único parámetro meteorológico;

- El método de Blaney-Criddle debe aplicarse a períodos no menores de un mes.

ABACOPara la corrección de la evapotranspiración por

humedad relativa, insolación de viento en la ecuación de viento en la ecuación de Blaney-Criddle.

k. Método de Penman

Penman, en 1950, desarrollo una ecuación para determinar la evaporación basándose en la combinación del método aerodinámico con el método del balance de energía.

La ecuación básica es la siguiente:

Qn + r EaETp = -----------------

+ r

w = / ( + r)

ETP = WQN + (1- W) EA

= de / Sdt (mb k -1)

Qn = Qc + Ql

Qc = (1 - r ) Qa (a + b-n/N)

Q1 = σT4 (0,56 - 0,092 √ e ) (0,10 + 0,90n / N)

Ea = 0,35 (es - e) (1 - U2 / 100)

Donde:E0 = evaporación en mm / día;es = presión de vapor de saturación de agua

correspondiente a temperatura T (mm Hg),T = La temperatura del aire en grados Celsius;Qn = Saldo de radiación (Qc + Q1), expresando en

unidades de evaporación;R = Albedo medio anual (0,05 para agua

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Curso Climatología Básica 216

libremente expuesta; 0,10 para suelo húmedo; 0,20 para vegetación verde);

Qa = Valor de Angot (Radiación solar incidente en el tope de la atmósfera);

n/N = relación entre las horas de brillo solar actual y posible;

σ = Constante de emisión de Stefan.Boltzman, igual a:

igual a 5,67 x 10-8 w/m2 K4

σ = 8,132 x 10-11 cal / cm2 minK4

ed = Presión de vapor correspondiente a la temperatura del punto de rocío (mmHg)

Γ = Constante psicrométrica o razón entre el calor específico del aire y el calor latente de evaporación del agua; se determina mediante la ecuación siguiente:Γ = cp. P/ 0,6221 = 0,66p/po

Cp = Calor específico del aire seco a presión constante

p = Presión atmosférica;po = Presión a nivel del mar;L = Calor de evaporaciónEa = Componente aerodinámico;U2 = Velocidad del viento en millas/día, a dos

metros de altura sobre la superficie.

El balance térmico, Q1 se determina según el procedimiento de Brunt; si existiesen medidas de balance de radiación, estas deben ser usadas preferentemente.

Como se puede observar, la fórmula de Penman, requiere de una serie de datos meteorológicos, por lo que los procedimientos de cálculo pueden parecer bastante complicados.Sin embargo, es la fórmula que arroja los mejores resultados, especialmente para períodos superiores a 5 días.

.

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*************************XVII. BALANCE HIDRICO

17. 1. Generalidades

El suelo es el reservorio natural de agua para las plantas. La entrada de agua, bajo condiciones naturales, esta representada por la precipitación, mientras que las salidas están determinadas por la evapotranspiración, el escurrimiento superficial y la infiltración, teniendo en cuenta que el suelo tiene una capacidad de almacenamiento de agua limitada, dependiendo de la profundidad del suelo, granulometría, estructura y profundidad efectiva del sistema radicular de las plantas.

El balance hídrico, contabiliza la evapotranspiración potencial contra la precipitación, teniendo en consideración la capacidad de almacenamiento de agua útil en el suelo. Permite determinar la cantidad de agua que estará disponible para las comunidades vegetales.

17.2. Determinación del Balance Hídrico

El balance hídrico puede ser estimado a través de diferentes procedimientos, pero los más utilizados son los de Thornthwaite (1848) y el Thornthwaite-Mather (1955)

1. Balance Hídrico de Thornthwaite (1948)

Para el efecto tomaremos como ejemplo una estación hipotética, cuyos datos de temperatura, y precipitación se muestran en el cuadro 12, que requiere de un formulario especialmente diseñado.

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Cuadro12. Balance hídrico, según Thornthwaite, 1948, en la Estación hipotética; latitud 07,16º S, longitud 78,5º W, altitud 2600m. Período 1973-1990.

2. Pasos para el cálculo del balance hídrico

El balance comienza con el título que incluye la localidad, coordenadas y elevación, especie de cultivo y se indica la capacidad de almacenamiento de agua útil del suelo.

En la primera columna se coloca los meses o números de décadas considerada, cuando el balance comienza con el ciclo de cultivo.

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MES TEM PP ETp PP-ETp ALM VAR EXC ETr DEFºC (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm)

Ene. 18 110 78 32 63 32 0 78 0Feb. 17 130 64 66 100 37 29 64 0Mar. 17 190 69 121 100 0 121 69 0Abr. 16 60 60 0 100 0 0 60 0May. 15 40 55 -15 85 -15 0 55 0Jun. 15 15 53 -38 47 -38 0 53 0Jul. 14 5 49 -44 3 -44 0 8 41Ago. 14 5 50 -45 0 -3 0 5 45Set. 15 50 54 -4 0 0 0 50 0Oct. 16 70 63 7 7 7 0 63 0Nov. 17 72 68 4 11 4 0 68 0Dic. 18 98 78 20 31 20 0 78 0Anual 16 845 741 104 547 0 150 651 86

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La segunda columna muestra la temperatura media del aire, a partir de la cual se puede determinar la evapotranspiración potencial.La tercera columna muestra la precipitación media en milímetros, sin tener en cuenta la escorrentía lateral.

En la cuarta columna se coloca los valores de la evapotranspiración potencial mensual, determinada por el método que más se adecue a la zona, cuando, se debe considerar la evapotranspiración de cultivo.

En la quinta se coloca la diferencia entre la precipitación y la evapotranspiración (PP-ETp). Esta diferencia expresa la cantidad de agua disponible para la planta. Sin tener en cuenta el agua almacenada en el suelo.

En la sexta columna se presenta las reservas de agua en el suelo; es decir, el agua útil almacenada en el suelo (ALM). La cantidad máxima de agua útil que puede ser retenida por el suelo, se indica en el título. Debe tenerse en cuenta que la cantidad de agua que puede ser almacenada depende de la profundidad del perfil del suelo aprovechado por las raíces absorbentes de las plantas y de las características fisico-químicas del mismo. Es decir, cuando ocurre un valor positivo de PP-ETp, este valor se suma al ALM anterior para obtener el ALM del mes considerado.

En la séptima columna se indica la forma como varía el almacenamiento de agua en el suelo (VAR).

En la octava columna se coloca los excesos de agua (EXC), representa la cantidad de agua que no ha servido ni para la evapotranspiración ni para el almacenamiento de agua útil en el suelo.

La novena columna comprende la evapotranspiración real (ETr). En los meses en que la precipitación es superior a la ETp y en aquellos en los cuales la ETp es mayor que PP, pero que existe suficiente agua en el suelo que pueda cubrir las necesidades hídricas de las plantas, la ETr es igual a la ETp.

Pero, en los meses en los cuales, la PP < ETp y el agua de suelo no logra cubrir las necesidades de agua, la ETr es menor a la ETp, siendo igual a PP + el agua suministrada por el suelo, mientras que en los casos en los cuales no existe almacenamiento de agua en el suelo, la ETr es igual a la PP.En la columna diez se registra el déficit de agua (DEF); es decir, la diferencia entre la evapotranspiración potencial y la real (ETp - ETr).

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En la columna diez se registra el déficit de agua (DEF), es decir la diferencia entre la evapotranspiración potencial y la real (ETp – ETr)

3. Balance hídrico de Thornthwaite y Mather (1955)

El método que acabamos de describir fue perfeccionado por Thornthwaite y Mather en 1955. Básicamente la capacidad de campo y la tasa de utilización de la humedad del suelo para la evapotranspiración pasaron a depender de la profundidad, tipo y de la estructura del suelo.

La profundidad del suelo puede variar de pocos milímetros, en suelo arenoso, hasta 300 mm en suelos profundos. Pero, en suelos arenosos las plantas pueden poseer raíces más profundas que en suelos arcillosos; por lo tanto, debe haber alguna compensación.

Por todo eso se eligió la capacidad de agua disponible CAD, del perfil de suelo en función de la profundidad de exploración efectiva de las raíces (Pe), y de las características físicas del suelo (Da), y punto de marchitez permanente (PMP).

Otra modificación sustancial en la propuesta de Thornthwaite y Mather en 1,955, respecto al comportamiento de la evapotranspiración real es que el suelo va perdiendo agua gradualmente, pero no todo lo que falta para cubrir las necesidades de agua. Aquellos autores sugieren una disminución de la ETp con el aumento de la tensión de agua en el suelo; para lo que propusieron una relación exponencial entre el almacenamiento de agua en el suelo a lo largo de la capacidad de campo máxima y la pérdida de agua o sea:

ALM = CC . e(A/CC)

Donde:

ALM: a lo largo del año: A es la pérdida acumulada de agua y CC es la capacidad de campo máxima CAD.

Para facilitar la realización del balance hídrico introduciendo las modificaciones sugeridas; se aconseja el siguiente proceso.

Se elige la capacidad de agua disponible, CAD, del perfil en función de la profundidad efectiva de las raíces y las constantes físicas del suelo.

La columna almacenamiento, ALM, se comienza a llenar a partir del último mes en que PP>ETp (abril), asumiendo que ALM = 100 mm. En el mes de mayo, ALM es calculado por la ecuación

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mencionada anteriormente; en la que, para -15 mm de diferencia entre la ETp y PP; el ALM = 86 mm; por tanto; la variación de almacenamiento es 86-100 = 14 mm.

En junio el negativo acumulado es -15 y -38 = -53 mm, que corresponde a ALM = 59mm. La VAR = 59-86 = -27.

La ETr se calcula de la misma manera que en el método de Thornthwaite de 1948.

MES TEM PP ETp PP-ETp ALM VAR EXC ETr DEFºC (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm) (mm)

Ene. 18 110 78 32 86 32 78 0 0Feb. 17 130 64 66 100 14 64 52 0Mar. 17 190 69 121 100 0 69 121 0Abr. 16 60 60 0 100 0 60 0 0May. 15 40 55 -15 86 -14 54 0 1Jun. 15 15 53 -38 59 -27 42 0 11Jul. 14 5 49 -44 38 -21 26 0 23Ago. 14 5 50 -45 24 -14 19 0 31Set. 15 50 54 -4 23 -1 51 0 3Oct. 16 70 63 7 30 7 63 0 0Nov. 17 72 68 4 34 4 68 0 0Dic. 18 98 78 20 54 20 78 0 0Anual 16 845 741 104 734 0 672 173 69

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