Climatologia General
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Introduccin a la Climatologa General Efran Llanos Henrquez
EFRAN LLANOS HENRQUEZ
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TABLA DE CONTENIDO
PAG.1. GENERALIDADES DE LA ATMSFERA 11.1 COMPOSICIN DE LA ATMSFERA 11.2 LAS CAPAS DE LA ATMSFERA 41.2.1 LA TROPOSFERA 41.2.2 LA ESTRATOSFERA 41.2.3 LA MESOSFERA 51.2.4 LA TERMOSFERA 51.2.5 LA EXOSFERA 52. LA ENERGA DE LA ATMSFERA 62.1 LA RADIACIN SOLAR 72.2 BALANCE ENERGTICO DE LA TIERRA 82.3 DISTRIBUCIN LATITUDINAL DE LA RADIACIN 103. LA TEMPERATURA 153.1 LA MEDICIN DE LA TEMPERATURA 153.2 LAS ESCALAS TERMOMTRICAS 163.3 CONCEPTOS Y DATOS BSICOS EN TERMOMETRA 173.4 FACTORES DE LA TEMPERATURA 203.5 EL CICLO DE LA TEMPERATURA 243.6 DISTRIBUCIN GEOGRFICA DE LA TEMPERATURA 254. HUMEDAD ATMOSFRICA 274.1 LA HUMEDAD ATMOSFRICA Y SU MEDIDA 284.2 NUBES, FORMACIN Y CLASIFICACIN 294.3 LAS PRECIPITACIONES 334.3.1 CLASIFICACIN DE LAS PRECIPITACIONES 344.3.2 LA MEDIDA DE LAS PRECIPITACIONES 364.4 TORMENTAS ELCTRICAS 375. PRESIN ATMOSFRICA Y VIENTOS 415.1 VARIABILIDAD DE LA PRESIN ATMOSFRICA 425.2 INSTRUMENTOS PARA MEDIR LA PRESIN 445.3 LOS VIENTOS 455.3.1 FACTORES QUE INFLUYEN EL VIENTO 465.3.2 CIRCULACIN GENERAL DE LOS VIENTOS 475.3.3 CIRCULACIN REGIONAL 485.3.4 CIRCULACIN LOCAL 485.3.5 FENOMENOS EXCEPCIONALES ASOCIADOS A LOS VIENTOS 495.3.5.1 HURACANES O CICLONES 495.3.5.2 TORNADOS, TROMBAS Y VENDAVALES 535.3.6 LA MEDIDA DEL VIENTO 576. MASAS DE AIRE Y FRENTES METEOROLGICOS 606.1 FRENTES METEOROLGICOS 616.1.1 FRENTE CLIDO 626.1.2 FRENTE FRO 636.1.3 FRENTE OCLUIDO 636.1.4 FRENTE ESTACIONARIO 636.2 DEPRESIONES FRONTALES 646.2.1 LA ETAPA DE FORMACIN 646.2.2 ETAPA DE MADUREZ O DESARROLLO 646.2.3 ETAPA DE OCLUSIN 647. CLASIFICACIN CLIMTICA 657.1 CLASIFICACIN CLIMTICA DE FLOHN 667.2 CLASIFICACIN CLIMTICA DE STRAHLER 677.3 CLASIFICACIN CLIMTICA DE KPPEN 708. UNA APROXIMACIN AL CLIMA DE BARRANQUILLA 758.1 FACTORES DEL CLIMA DE BARRANQUILLA 758.1.1 LATITUD 758.1.2 CERCANA AL MAR 768.1.3 RELIEVE 768.2 ELEMENTOS DEL CLIMA DE BARRANQUILLA 76
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8.2.1 RADIACIN Y BRILLO SOLAR 778.2.2 TEMPERATURA 788.2.3 HUMEDAD RELATIVA Y PRECIPITACIONES 798.2.4 VIENTOS 828.3 CLASIFICACIN DEL CLIMA DE BARRANQUILLA 839. EL CAMBIO CLIMTICO 85GLOSARIO 94
BIBLIOGRAFA 100
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Introduccin a la Climatologa General Efran Llanos Henrquez
1. GENERALIDADES DE LA ATMSFERALa palabra atmsfera proviene de las races griegas athmos, vapor y sphaira, esfera, es
decir, esfera de vapor y no es ms que el conjunto de gases y aerosoles que constituyen
la capa ms externa de la tierra; los aerosoles estn constituidos por partculas
suspendidas de sales, polvos, materia orgnica y humo, generados tanto por procesos
naturales como por actividades humanas.
El aire que constituye la atmsfera es una mezcla de gases, es decir, que estos no se
combinan qumicamente en la mayora de los casos; segn su composicin qumica la
atmsfera se divide en 2 grandes capas: la homosfera y la heterosfera; la primera se
encuentra desde el nivel del mar hasta 90 Km. de altitud y su composicin es uniforme.
Si se considera solamente el aire puro y seco, o sea sin partculas slidas ni lquidas ysin vapor de agua, la composicin de la homosfera es la siguiente:
Tabla 1 Composicin de la atmsferaElemento Volumen %Nitrgeno 78.08%Oxgeno 20.95%Argn 0.93%Dixido de carbono 0.03%Nen 1.82x10
Helio 5.24x104
Criptn 1.14x10
4
Xenn 8.70x10 Metano 1.50x10
4
xido Nitroso 5x105
Ozono 105 a 10 FuenteElaboracin del autor.
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Fuente: Elaboracin del autor.
Adems de estos componentes de la homosfera, es necesario mencionar el vapor de
agua que en cantidades variables siempre se encuentra presente en la parte baja de esta
capa y produce cambios importantes en el estado del tiempo, ya que cuando el vapor
de agua cambia de estado fsico lquido o slido- regresa a la tierra en forma de lluvia,
nieve o granizo (Aylln, 1996: 23).
Otros dos gases de la homosfera que influyen en el estado del tiempo son el dixido de
carbono y el ozono; el primero abandona la atmsfera y vuelve a ella debido a la
formacin y descomposicin, respectivamente, de la materia orgnica (Longley, 1973:4). Este gas absorbe las radiaciones de onda larga que emite la superficie y las enva
nuevamente hacia sta, no permitiendo un enfriamiento brusco del planeta; cualquier
aumento de la cantidad de dixido de carbono en la atmsfera se traducira en un
aumento inmediato de la temperatura de la tierra, lo cual conllevara a situaciones de
cambio climtico con posibles consecuencias negativas para el hombre. El ozono se
forma a partir del oxgeno por obra de la radiacin ultravioleta en la parte superior de la
estratosfera, los rayos del sol con longitudes de onda menores de 0.24 micras son
absorbidas por el oxgeno molecular (02) el cual se disocia dando lugar a 2 tomos deoxgeno (O), stos a su vez se combinan con otra molcula de oxgeno (O2) dando como
resultado el ozono (O3). Estas reacciones se pueden visualizar a travs de las siguientes
reacciones:
O2+ UV O + O
O + O2O3
COMPOSICIN DE LA ATMOSFERA
Nitrgeno
Oxgeno
Argn
Otros gases
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El ozono tiene la propiedad de absorber radiacin ultravioleta con longitudes de onda
entre 0.24 y 0.32 micras, impidiendo de esta forma su llegada a la superficie terrestre.
La heterosfera se extiende desde los 90 km. hasta el lmite superior de la atmsfera y a
diferencia de la homosfera no presenta una composicin uniforme, est formada porcuatro capas gaseosas cada una de las cuales posee una composicin qumica
caracterstica; la ms baja es la capa de nitrgeno molecular, constituida en su mayor
parte de molculas de nitrgeno (N2) y que se extiende hasta una altura de 200 Km.
(Stralher, 1987: 123); entre los 200 y 1.000 km. de altitud se encuentra la capa de
oxgeno atmico (O), la capa de helio (He) se halla entre 1000 y 3.500 km. de altitud y
la capa de hidrgeno atmico (H) a partir de los 3.500 km.
Las capas de la heterosfera se ordenan segn el peso atmico de los componentesprincipales de las mismas, as, los elementos ms pesados como el nitrgeno (peso
molecular 28) se ubican en la parte inferior de la heterosfera, mientras que el oxgeno, el
helio y el hidrgeno, con pesos atmicos de 16, 4 y 1 respectivamente se ubican en la
parte media y superior de la misma, hay que indicar que en la heterosfera la densidad
del aire es muy pequea y que entre las capas sealadas se dan franjas amplias de
transicin (Martin, 1991: 16), que se prolongan por varios kilmetros.
Despus de analizar la composicin de la atmsfera, podemos concluir que el gas
atmosfrico ms abundante es el nitrgeno el cual representa las partes del aire de la
homosfera, sin embargo, a pesar de su abundancia, su importancia en los procesos
atmosfricos es poca, ya que en estado molecular como se presenta es inerte; slo cabe
mencionar que por la accin de chispas elctricas de las tormentas, se combina con el
oxgeno, dando xido ntrico (NO) y luego perxido de nitrgeno (NO2), que disuelto
en el agua de la precipitacin, proporciona nitrgeno a los suelos, aumentando su
fertilidad (Martin, 1991: 16). Por el contrario el oxgeno es un gas muy activo y al
combinarse con otras sustancias qumicas posibilita la realizacin de los procesos que
permiten la vida; igualmente permite la combustin y la oxidacin.
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1.1 LAS CAPAS DE LA ATMSFERA
Teniendo en cuenta los cambios de temperatura que se presentan en la atmsfera, sta se
divide en 4 capas: troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera; separadas entre si
por capas de transicin en las cuales la temperatura permanece constante con la altura ydenominadas tropopausa, estratopausa y mesopausa, la primera de estas se encuentra
entre la troposfera y la estratosfera; la segunda se encuentra encima de la estratosfera y
por debajo de la mesosfera y la ltima se encuentra por encima de la mesosfera.
1.1.1 LA TROPOSFERA
Es la capa ms baja de la atmsfera y por lo tanto est en contacto con la superficie
terrestre; se extiende hasta 12 Km. de altitud, alcanzando 16 Km. en la zona ecuatorial y8 Km. en la zona polar; se caracteriza porque en ella se concentra la mayor parte del
vapor de agua atmosfrico y se producen todos los fenmenos meteorolgicos, est
sometida a movimientos turbulentos verticales y horizontales a la vez, por lo cual su
composicin qumica es relativamente constante. Su temperatura disminuye con la
altura a razn de 0.65 C por cada 100 m (6.5C/km), esta velocidad de descenso de la
temperatura se le denomina Gradiente vertical de temperatura. La temperatura de la
troposfera oscila entre 15C (en promedio) en la superficie hasta unos 55C en el lmite
superior. Esta capa es la ms densa de la atmsfera y en ella se concentra el 75% delaire de la misma. La tropopausa es la zona que limita la troposfera, se caracteriza
porque su temperatura se mantiene constante con la altura (-55C) y es absolutamente
estable.
1.1.2LA ESTRATOSFERA
Se extiende desde los 15 hasta los 50 Km. de altitud en promedio; est formada por
capas horizontales de aire con poco movimiento vertical, tiene poco vapor de agua por
lo que no se presentan fenmenos ligados a la humedad, excepcin hecha de las nubes
estratosfricas polares; su temperatura aumenta con la altura hasta alcanzar los 30C a
unos 35 km., este aumento de la temperatura en este nivel se produce por la presencia de
la capa de ozono, la cual absorbe gran parte de la radiacin ultravioleta, producindose
una serie de reacciones qumicas que incrementan la temperatura, lo cual evita la
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llegada a la superficie terrestre de la radiacin ultravioleta comprendida entre 0.20 y
0.29 micras, la cual es la ms daina. La estratopausa, el lmite superior de la
estratosfera se localiza a unos 50 Km. de altitud y su temperatura se mantiene en
aproximadamente 0C.
1.1.3 LA MESOSFERA
Se extiende desde los 50 hasta los 80 Km. de altitud, su temperatura decrece con la
altura hasta unos 100C; la capa de aire caliente de la estratosfera produce
movimientos turbulentos en la parte inferior de la mesosfera; se producen nubes
noctilucentes a 90 de latitud, las cuales estn formadas por polvo csmico cubierto de
hielo. La mesopausa, lmite superior de la mesosfera se encuentra a unos 80 Km. de
altitud y en ella la temperatura permanece constante con la altura hasta unos 90 Km. (-100C).
1.1.4 LA TERMOSFERA O IONOSFERA
Se extiende desde los 80 a 400 Km. de altitud con sol tranquilo y hasta 500 Km. en
perodos de intensa actividad solar; est compuesta por tomos separados de molculas
por la accin de los rayos X y ultravioletas, la absorcin de estos rayos de longitudes de
onda ms corta produce el aumento de la temperatura hasta alcanzar aproximadamente
unos 1.500C en el lmite superior de esta capa. Las molculas y tomos ms pesados
tienden a separarse de los dems y caen hacia las partes ms bajas; los tomos son
influidos por los rayos solares de longitud de onda muy corta, produciendo el
desprendimiento de electrones, predominando la carga positiva en el ncleo, as, el
tomo se convierte en un ion con carga positiva; en la termosfera por la baja densidad
que existe, los procesos de ionizacin son muy frecuentes, lo cual se traduce en una alta
concentracin de electrones libres, cuya importancia radica en que los mismos reflejan
las ondas radio- elctricas.
1.1.5 LA EXOSFERA
Se encuentra por encima de 500 km. de altitud y se extiende hasta confundirse con el
gas interplanetario; es muy poco densa y algunas partculas neutras adquieren una
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velocidad suficiente para superar la atraccin de la tierra y se escapan al espacio
exterior, las partculas cargadas elctricamente estn controladas por el campo
magntico terrestre.
2. LA ENERGA DE LA ATMOSFERADe acuerdo con Gil y Olcina:
La atmsfera terrestre es un gran sistema energtico, con procesos de
transferencia entre las diferentes partes del globo. Estos intercambios son razn
ltima de la dinmica atmosfrica y la causa de todos ellos es la diferente recepcin
de la radiacin solar en los diversos sectores de la superficie terrestre. (1997: 215).
Esto quiere decir que la energa que permite la dinmica atmosfrica proviene del sol en
forma de radiacin electromagntica; sta es un tipo de energa en forma de ondas
electromagnticas a las que van asociados corpsculos o cuantos de energa, o de luz, si
se ve (llamados fotones) (Martin, 1991: 27), la cual viaja a razn de 300.000 km./s y
no necesita de un medio fsico para trasmitirse, es decir, se propaga en el vaco y lo hace
en lnea recta; est compuesta por un espectro de ondas electromagnticas de amplia
gama de longitudes, que van desde muy corta longitud (micras) hasta las de larga
longitud (kilmetro); en meteorologa se considera radiacin de onda corta a aquella
comprendida entre 0.15 y 3 micras y de onda larga, aquella que est comprendida entre
3 y 100 micras.
Se considera que todo cuerpo cuya temperatura superficial sea superior a 0 K (-273C)
emite radiacin electromagntica.
Se trata de un movimiento ondulatorio que viene caracterizado por tres parmetros:
longitud de onda () o distancia recorrida durante una vibracin, nmero de
vibraciones por segundo o frecuencia (f) y la velocidad (c). Dado el carcter
constante de la velocidad de la luz, se establece una relacin inversa entre longitudonda y frecuencia, con arreglo a la igualdad siguiente: C= *f. (Gil y Olcina, 1997:
216)
Tres son las leyes que regulan la radiacin: la ley de Stefan-Bolzman, la ley de Wien y
la ley de Planck. La primera ley dice que la cantidad de energa emitida, E, vara con la
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cuarta potencia de la temperatura absoluta; el valor mximo por unidad de superficie
est dado por la frmula: E=**T4siendo = coeficiente de emisividad que depende
de cada cuerpo y est comprendido entre 0 y 1; = 5.67 *108w/m*k4o Constante
de Bolzman y T= temperatura absoluta del cuerpo en Kelvins.
Si la emisividad de un cuerpo es 1 se habla de un radiador perfecto o cuerpo negro, que
al mismo tiempo que absorbe energa la emite.
La Ley del desplazamiento de Wien dice que la longitud de onda a la cual un cuerpo
emite radiacin ms intensamente es inversamente proporcional a la temperatura
absoluta del cuerpo, entonces: max= 2897/T, as un cuerpo cuya temperatura absoluta
fuera de 300K, emitira con mayor intensidad a la longitud de onda de 9.6 micras, yaque 2897/300 = 9.6. La Ley de Planck relaciona el total de energa emitida por un
cuerpo negro a una determinada temperatura con la longitud de onda de la radiacin; de
all que los cuerpos negros emitan un mximo de energa a una determinada longitud de
onda, disminuyendo la radiacin hacia longitudes de onda mayores y menores que
aquella de la mxima emisin.
2.1 LA RADIACIN SOLAR
El sol provee la mayor parte de la energa que requiere para todos sus procesos el
sistema tierra-atmsfera; cada minuto el sol radia aproximadamente 56x1026
caloras de
las cuales la tierra recibe solamente 2.55x1018
caloras, lo que corresponde a dos
milsimas del total de la energa solar enviada al espacio. Aunque la radiacin solar
viaja a travs del espacio sin perder energa, la intensidad de la misma decrece en
proporcin inversa al cuadrado de la distancia al sol; de all que la cantidad de energa
que llega a una superficie perpendicular a los rayos solares en el lmite superior de laatmsfera corresponda a 2 caloras/cm/min. 2 Langley/min, denominada esta
cantidad Constante Solar, ya que su variacin es mnima.
El sol cuya temperatura superficial es de unos 5.600K, realiza la mxima emisin en la
longitud de onda de 0.5 micras y casi el 99% de la misma es emitida en onda corta; la
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composicin espectral de la radiacin solar recibida en la tierra nos muestra que un 9%
corresponde a radiacin ultravioleta con longitudes de onda inferiores a 0.4 micras; 45%
corresponde a la luz visible con longitudes de onda entre 0.4 y 0.74 micras y el 46%
restante es radiacin infrarroja con longitudes de onda superiores a 0.74 micras.
La atmsfera es como una ventana al espacio, transparente para la radiacin
comprendida entre 0.3 y 0.8 micras, intervalo en que es ms intensa la radiacin solar;
mientras que absorbe la radiacin ultravioleta con longitudes de onda inferiores a 0.3
micras a travs del oxgeno y el ozono, igualmente absorbe la radiacin infrarroja a
travs del vapor de agua, el dixido de carbono y el polvo atmosfrico.
La tierra al ser calentada por la radiacin solar emite tambin radiacin
electromagntica en una cantidad que es 160.000 veces menor por unidad de tiempo yde superficie que la emitida por el sol. Teniendo en cuenta que la temperatura
superficial promedio de la tierra es de 288K, segn la ley de Wien la mxima emisin
de la tierra se da en la longitud de onda de 10 micras, es decir, que nuestro planeta emite
en radiacin infrarroja o sea en onda larga.
2.2 BALANCE ENERGETICO DE LA TIERRA
Los estudios demuestran que en perodos de tiempo relativamente largos (cientos o
miles de aos) la temperatura de la tierra es esencialmente constante, lo cual indica que
existe un balance de energa entre la tierra y el espacio, lo cual significa que la cantidad
de energa absorbida por la tierra es emitida nuevamente al espacio.
La energa solar incidente en la parte superior de la atmsfera es de 263 Kilolangley por
ao, de ese total, la atmsfera absorbe el 25% a travs del ozono estratosfrico, el vapor
de agua, el dixido de carbono, el polvo atmosfrico y las gotas de agua de las nubes;
las nubes a su vez reflejan el 19%, la tierra refleja el 3% y un 6% vuelve al espacio por
dispersin atmosfrica; esto quiere decir que del total de radiacin incidente un 28% es
reflejado directamente (albedo planetario) y el 72% restante es absorbido por la
atmsfera (25%) y la tierra (47%).
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La superficie terrestre al ser calentada por el sol, emite a su vez en onda larga en una
cantidad que supone el 114% de la radiacin solar recibida; este valor se explica por el
hecho que: a) la atmsfera impide la prdida de radiacin de onda larga, originando una
temperatura en la superficie de la tierra superior a la que tendra si no tuviera atmsfera
y b) la radiacin de onda larga se efecta a travs de toda la superficie y en todomomento, mientras que la radiacin de onda corta del sol slo llega al hemisferio
iluminado. De las 114 unidades emitidas por la tierra 109 son retenidas por la atmsfera
y 5 se escapan al espacio; la atmsfera a su vez emite 163 unidades, de las cuales 96 se
dirigen a la superficie terrestre y 67 se escapan al espacio.
El balance de radiacin de la tierra es positivo ya que recibe 47 unidades de radiacin de
onda corta del sol y 96 unidades de radiacin de onda larga de la atmsfera, mientras
que emite slo 114 unidades, es decir, que existe un excedente de 29 unidades; por otrolado la atmsfera recibe 25 unidades de radiacin de onda corta del sol y 109 unidades
de radiacin de onda larga de la tierra y emite 163 unidades, lo cual produce un balance
negativo de 29 unidades. Este balance negativo de la atmsfera se compensa con el
excedente de radiacin de la tierra y se establece un equilibrio radiativo en el sistema
tierra-atmsfera; este equilibrio se logra al transferir el excedente de radiacin de la
superficie de la tierra a la atmsfera a travs de un proceso convectivo, lo cual implica
intercambios verticales de masas de aire por causas trmicas; el transporte se realiza
por medio de calor sensible (5 unidades) y calor latente desprendido en los procesos de
condensacin de las nubes (24 unidades).
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GRAFICO 1. BALANCE DE RADIACIN DE LA TIERRA
2.3 DISTRIBUCIN LATITUDINAL DE LA RADIACIN
La cantidad de radiacin solar que alcanza la superficie terrestre vara mucho en
funcin de la latitud, la naturaleza de la superficie receptora y la presencia de
ocanos principalmente. Junto a ello, han de considerarse asimismo la variacin
estacional de la distancia sol-tierra, nubosidad, presencia de relieves y diferencia
entre solanas y umbras. (Gil y Olcina, 1997: 223).
Con respecto a la latitud, sta incide mucho en la cantidad de radiacin recibida, ya que
la altura del sol y la duracin del da (iluminacin) estn determinadas por la latitud. La
altura del sol es el ngulo formado por el rayo del sol incidente y la tangente a la
superficie del punto de observacin; a mayor altura del sol, los rayos pegan con ms
intensidad ya que el rea en la que influyen es ms reducida; la mxima altura del sol es
90. La altura del sol decrece con el incremento de la latitud, as, es mayor en el ecuador
(entre 66,5 y 90) y menor en los polos; igualmente la altura del sol depende de la hora
del da; es mayor al medioda y menor en las primeras horas de la maana y las ultimas
de la tarde. Por otro lado la estacin del ao tambin incide en la altura del sol, de tal
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manera que es mayor en el verano y menor en el invierno, mientras que es intermedia en
el otoo y primavera.
GRAFICO 2. DISTRIBUCIN LATITUDINAL DE LA RADIACIN
La duracin del da (perodo iluminado) est igualmente determinada por la latitud, y
esto a su vez incide en la radiacin recibida; igualmente en la zona del ecuador la
radiacin recibida siempre es alta y casi constante ya que la iluminacin diaria alcanza
casi siempre las 12 horas y el sol al medioda est siempre muy alto en el horizonte
(entre 66,5 y 90). En zonas de latitud media la iluminacin diaria vara entre 7 y 8
horas en el invierno hasta unas 18 horas en el verano, por lo tanto la radiacin recibida
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ser mxima en el verano y mnima en el invierno. En las zonas polares la iluminacin
diaria vara entre 0 horas durante el invierno del hemisferio y 24 horas durante el
verano, por lo tanto la radiacin oscila entre 0 caloras diarias en el primer caso y 1.100
caloras/cm diarias en el segundo.
La cantidad de radiacin recibida tambin va a ser determinada por la naturaleza de la
superficie receptora, ya que dependiendo de la naturaleza de los materiales que la
componen as ser la absorcin o reflexin de la radiacin; por ejemplo: la nieve tiene
un albedo (porcentaje de la radiacin incidente reflejada por la superficie) de 80%,
mientras que la arena tiene un albedo entre 15 y 25%, lo cual indica que una superficie
arenosa absorbe una mayor radiacin que la nieve. La siguiente tabla muestra el albedo
de diferentes superficies.
TABLA 2. ALBEDOS DE DIFERENTES SUPERFICIESSUPERFICIE ALBEDO%Suelo negro seco 14Suelo negro hmedo 8Suelo descubierto 7-20
Arena 15-25Selva 3-10Pasto verde 3-15
Campos arados secos 20-25Hierbas 15-30Nieve fresca 80Nieve vieja 50-70Hielo 50-70Agua con sol a una altura>40 2-4Agua con sol a una altura entre 5 y 30 6-40Ciudades 14-18
Fuente: Ayoade, J. (1983). Traduccin del autor.
Los ocanos influyen de manera considerable en la radiacin recibida, ya que de
acuerdo a la distribucin entre aguas y tierras, as ser la radiacin; esto se debe a que,
el agua y la tierra tienen un comportamiento trmico diferente y reaccionan de
manera distinta ante la insolacin; as, el agua se calienta ms lentamente que la
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tierra, pero pierde su calor menos rpidamente, por lo cual el agua tiene la
tendencia a almacenar el calor recibido; la tierra por su parte, lo retorna
rpidamente a la atmsfera. (Ayoade, 1983: 22).
La diferente reaccin de la tierra y el agua a la insolacin se debe a varias razones; enprimer lugar el albedo de la superficie de la tierra es generalmente mayor que el del
agua; en segundo lugar la superficie del agua es transparente y por lo tanto los rayos del
sol penetran ms profundamente, mientras que la tierra es opaca y la radiacin incide
ms que todo en la superficie; en tercer lugar la transferencia de calor en el agua se hace
principalmente por conveccin, la cual es ms eficiente y rpida que la conduccin que
es la forma en que se trasmite el calor en la tierra; en cuarto lugar el calor especfico del
agua es mayor que el de la tierra, de tal forma que a iguales volmenes de agua y tierra,
aquel absorbe 5 veces ms que ste para alcanzar una determinada temperatura.
La distancia tierra sol no es constante, debido a que la rbita terrestre es elptica de tal
manera que la tierra est ms cerca al sol en el mes de enero (perihelio) y ms lejos en
julio (afelio), por lo anterior la tierra recibe un 7% ms de redaccin en el primer mes en
comparacin con el segundo.
La nubosidad, el relieve y la presencia de solanas y umbras inciden en la radiacin
recibida a nivel local. Teniendo en cuenta los factores anteriormente analizados se han
establecidos 5 franjas o cinturones latitudinales con diferente recepcin de energa solar,
dichos cinturones son los siguientes:
a) Regiones polares y subpolares por encima de 55 de latitud; en estas zonas lacantidad de radiacin absorbida por unidad de superficie es pequea durante todo el
ao: en invierno a causa de la noche polar y en verano porque la altura del sol es
baja. El promedio de radiacin incidente est por debajo de 120 W/mal ao.
b)
Regiones templadas entre 35 y 55 de latitud, aqu se registran grandes variacionesestacionales de radiacin ya que en invierno los das son cortos y la altura del sol es
baja, por el contrario en verano los das son largos y la altura del sol es mayor y por
lo tanto, se recibe una gran cantidad de radiacin. La radiacin incidente anual
vara entre 240 W/m en cercana del trpico y 120 W/mhacia los 55 de latitud.
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c) Regiones subtropicales entre 25 y 35 de latitud, con cifras elevadas de radiacinsolar incidente, ya que la poca nubosidad y la escasa humedad facilitan la entrada de
radiacin; sus promedios de radiacin solar incidente anual oscilan entre 240 y 280
W/m.
d) Regiones tropicales entre 10 y 25 de latitud; los elevados valores de radiacinsufren modificaciones en funcin de la nubosidad, la cual hace disminuir los
mismos. La radiacin solar incidente anual oscila entre 180 y 220 W/m.
e) Regiones ecuatoriales entre 10 norte y 10 sur. La radiacin solar incidente es altadurante todo el ao y las prdidas por nubosidad son compensadas por la elevada
radiacin difusa. La radiacin solar incidente anual oscila alrededor de 180 W/m.
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3. LA TEMPERATURA
Temperatura es un trmino relativo que nos indica el grado de actividad molecular o
calor de una sustancia o cuerpo; la temperatura de un cuerpo nos determina si es apto
para trasmitir calor a otros o para recibir el calor trasmitido por stos; as, un cuerpo conuna alta temperatura transmite calor a aquellos que tienen menor temperatura y recibe
calor de aquellos que tienen mayor temperatura. La transmisin de calor se realiza
mediante tres procesos: radiacin, conveccin y conduccin.
La radiacin es la transferencia de calor de un cuerpo a otro sin que exista contacto
entre ellos y se efecta a travs de ondas que se transmiten en todas las direcciones. La
conduccin es la transmisin del calor por el contacto entre dos cuerpos, sin que haya
transferencia de materia, as, un cuerpo caliente que entra en contacto con uno fro letransmite calor. La conveccin es el proceso mediante el cual un cuerpo trasmite calor
al desplazarse; en la atmsfera el vapor de agua al ascender y condensarse libera calor,
trasmitiendo de esta forma calor de la superficie terrestre hacia la atmsfera.
3.1 LA MEDICIN DE LA TEMPERATURA
Para medir la temperatura se utilizan los termmetros, los cuales en su mayora se basan
en el principio de la dilatacin y contraccin que sufren los cuerpos por la accin del
calor. Teniendo en cuenta el elemento sensible que se utilice en los termmetros, stos
se dividen en: lquidos, metlicos y elctricos.
Los termmetros lquidos son aquellos que se basan en la contraccin o dilatacin que
sufre el volumen de un lquido encerrado en un depsito; los lquidos ms usados son el
mercurio y el alcohol. El primero tiene como ventajas su baja capacidad calorfica, su
opacidad, su coeficiente de dilatacin regular y su amplio intervalo entre su punto de
ebullicin (357C) y su punto de congelacin (-38C), siendo esto ltimo su principal
desventaja, por lo cual para medir temperaturas muy bajas se utiliza el alcohol o el
pentano los cuales slo se solidifican a -117C y a -131C respectivamente.
Los termmetros metlicos se basan en la expansin o contraccin que sufren los
metales por los cambios de temperatura. Consisten en dos lminas metlicas que tienen
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diferente coeficiente de dilatacin, las cuales estn soldadas; cuando la temperatura
vara una de las lminas se dilata ms que la otra, por lo cual el conjunto se curva sobre
la lmina menos dilatada, este movimiento se amplifica por un sistema de palancas que
termina en una aguja que seala la temperatura alcanzada.
Los termmetros elctricos son aquellos "en los cuales el elemento sensible es un
alambre de metal cuya resistencia elctrica vara mucho con la temperatura, o bien pilas
termoelctricas, en que las soldaduras se mantienen artificialmente a temperatura
constante" (Aylln, 1996: 57).
3.2 LAS ESCALAS TERMOMTRICAS
Para la medicin de la temperatura existen varios tipos de escalas, las cuales parten delestablecimiento de dos puntos fijos o dos temperaturas de referencias, la primera la
temperatura de fusin del hielo y la segunda la temperatura de ebullicin del agua pura,
ambas temperaturas son tomadas a la presin normal (1 atmsfera de presin 1.013
mb). "Estos puntos delimitan el llamado Intervalo Fundamental que se divide en n
partes iguales conocidas como grados de temperatura" (Gil y Olcina, 1997: 109)
Las escalas termomtricas ms utilizadas son la Farenheit, la Celsius y la Kelvin. La
primera fue propuesta en 1724 por el fsico alemn Gabriel Farenheit que estableci la
temperatura de 32 como punto de fusin del hielo y 212 como punto de ebullicin del
agua, quedando dividido el intervalo en 180 partes correspondiendo cada una de ellas a
un grado Farenheit.
La escala Celsius fue establecida en 1742 por el astrnomo sueco Anders Celsius quien
seal a 0 como punto de fusin del hielo y a 100 como punto de ebullicin del agua;
cada una de las partes en que se divide el intervalo se denomina grado centgrado o
grado celsius.
La escala Kelvin fue propuesta por William Thompson (Lord Kelvin) a principios del S.
XX y consiste en aadir 273 a la escala Celsius de tal manera que el punto de fusin
del hielo es 273K y el punto de ebullicin del agua es 373K; esta escala es llamada
Absoluta porque no existen valores negativos ya que el valor 0K marca la temperatura
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en la cual las molculas han perdido todo movimiento que nos indica que las mismas no
existen restos de calor.
Las frmulas de equivalencia entre estas escalas son: C/100=(F-32)/180=K-273/100,
simplificando quedaran as: C/5=F-32/9=K-273/5. Por ejemplo para convertir 30C engrados Farenheit o Kelvin, basta aplicar la frmula, as:
30C/5=F-32/9. Despejando F=30*9/5+32 entonces F=86.
30C/5=K-273/5. Despejando K=30*5/5+273 entonces K=303
3.3 CONCEPTOS Y DATOS BSICOS EN TERMOMETRA
La medida ms elemental de la temperatura es aquella que se hace en un momento dado,
la cual desde el punto de vista climatolgico tiene un alcance limitado, ya que slo nossirve para mostrarnos la temperatura de ese instante y nada ms; la temperatura media
diaria es el promedio de las temperaturas tomadas a lo largo de un da; "el mtodo
consiste en practicar observaciones a horas determinadas de tal manera que el valor
resulte compensado" (Aylln, 1996: 110). En Colombia la temperatura media diaria se
obtiene a partir de las mediciones realizadas a las 07, 13 y 19 horas; as, si las
temperaturas observadas son de 24, 32 y 28 C respectivamente, la temperatura media
de ese da es de 28.3C. En algunas ocasiones la temperatura media diaria se calcula del
promedio entre las temperaturas mxima y mnima diaria.
A partir de la temperatura media diaria se pueden establecer las temperaturas medias
mensual y anual; la primera es producto del promedio de las temperaturas medias
diarias del respectivo mes y la segunda es producto del promedio de las temperaturas
medias mensuales observadas a lo largo del ao. Otras mediciones importantes de la
temperatura son: la mxima y la mnima diarias, a partir de las cuales se pueden
determinar las temperaturas medias de mximas y medias de mnimas mensuales y
anuales.
Otro concepto fundamental en termometra es la llamada Amplitud Trmica que "es la
diferencia entre temperaturas mximas y mnimas de un perodo y lugar, sean de una
fecha o del promedio de muchas" (Martin, 1991: 63). Se denomina Amplitud Trmica
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Diaria a la diferencia entre la mxima y mnima diaria; de acuerdo con este mismo
autor:
Dicho valor resulta muy moderado (5-6C) en los climas hipertropicales, merced al
intenso efecto invernadero originado por una humedad especfica y nubosidad muy
elevadas; todo lo contrario sucede en los desiertos subtropicales de aire seco y
cielos despejados, ardientes durante el da y fros en la noche, con brutales
oscilaciones trmicas diarias (50C o ms) (1991: 63).
La Amplitud Media Anual es la diferencia entre la media del mes ms clido y la media
del mes ms fro, esta amplitud refleja la influencia de la oceanidad o de su contraria la
continentalidad; as, climas con marcada influencia ocenica presentan una muy baja
amplitud anual que no supera los 5 o 6C; mientras que climas con una fuertecontinentalidad presentan una gran amplitud trmica anual, "a escala del globo pueden
citarse como caso extremo el de Verkhoyansk (Siberia Oriental), donde la temperatura
media del mes menos fro es de 15.4C, mientras que la del ms fro es de -50.5C, o sea
una amplitud trmica anual de 65.9C" (Martin, 1991: 111). La amplitud media diaria
mensual y anual corresponden a la diferencia entre las medias de las mximas y de las
mnimas diarias de un mes o de un ao; por ejemplo, en un lugar en que la media de las
mximas de un ao es de 32C y la media de las mnimas del mismo ao es de 22C, la
amplitud media diaria anual es de 10C.
Los valores de las amplitudes trmicas estn influidos por una serie de factores entre los
cuales tenemos:
La latitud, ya que la cantidad de radiacin recibida a lo largo del ao va a incidir de
manera considerable en la amplitud trmica, as, las zonas de latitudes bajas que reciben
una gran cantidad de radiacin a lo largo del ao van a presentar una amplitud media
anual baja ya que la diferencia entre el mes ms clido y el mes ms fro no es muy
notoria, por ejemplo en Barranquilla los meses ms clidos son mayo y junio con
28.1C, mientras que el mes menos clido es enero con 26.6C, lo cual arroja una
amplitud media anual de slo 1.5C. En contraste a esta situacin se presentan las zonas
de latitudes medias donde la radiacin recibida vara entre una cantidad considerable en
el verano y una muy poca cantidad en el invierno, lo que produce una gran amplitud
media anual que en muchos casos supera los 40C.
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La cercana al mar (oceanidad) es otro de los factores que influye en la amplitud
trmica, ya que la diferente capacidad calorfica del mar con respecto a la tierra, permite
que el mar modere la temperatura de los continentes por lo cual la amplitud trmica de
zonas cercanas a los mares es ms bien baja, ya que durante el da las aguas de losmares se mantienen ms fras y moderan las temperaturas de las zonas cercanas a los
mismos impidiendo que se eleven de manera considerable, mientras que en la noche las
aguas del mar presentan una temperatura ms clida que los continentes lo cual evita
que en stos la temperatura disminuya mucho.
La continentalidad es el factor inverso de la oceanidad y genera amplitudes trmicas
elevadas, ya que en las zonas ubicadas al interior de los continentes la influencia
moderadora de los mares no se hace sentir, lo que determina que durante el da odurante el verano la temperatura se eleve de manera considerable, mientras que en la
noche o en el invierno la temperatura disminuya de manera acusada. "La
continentalidad es un factor decisivo en la magnitud que alcanza la amplitud trmica y,
recprocamente el valor de la amplitud media anual se utiliza para evaluar aquella,
convenientemente matizada por la latitud. Esto se realiza mediante los ndices de
continentalidad, de los que hay formulado un gran nmero." (Martin, 1991: 64). Uno de
los ms conocidos es el de Gorczinski, propuesto en 1920 por este meteorlogo polaco.
G=1.7xA/seno-20.4
Donde A: amplitud media anual; : latitud del lugar; 1.7 y 20.4 son constantes.
A manera de ejemplo calculamos dicho ndice para los casos de Verkhoyansk y San
Andrs islas, lo que nos demuestra que a mayor ndice de continentalidad mayor
amplitud trmica y viceversa.
Para Verkhoyansk G=1.7x65.9/0.87630668 -20.4= 107.44.
Para San Andrs G=1.7x1.6/0.195090322 - 20.4= -6.45.
La nubosidad influye de manera notable en la amplitud trmica diaria, determinando
que en los das nublados la amplitud trmica no sea muy alta, ya que durante las horas
del da la nubosidad impide la entrada de una gran parte de la radiacin solar, por lo
cual la temperatura no se eleva mucho, mientras que por la noche las nubes impiden que
la radiacin en onda larga de la tierra se pierda, trayendo como consecuencia que la
temperatura no disminuya tanto. Por el contrario en das despejados (sin nubosidad) la
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amplitud trmica se eleva ya que durante el da la radiacin solar entra sin ningn tipo
de obstculos y la temperatura se hace elevada; por otro lado durante la noche como no
existe nubosidad la radiacin en onda larga emitida por la tierra se escapa hacia el
espacio exterior y la temperatura disminuye mucho ms que en los das nublados.
3.4 FACTORES DE LA TEMPERATURA
El comportamiento de la temperatura est influido por muchos factores, entre los cuales
los ms importantes son: la latitud, la altitud y la distribucin de tierras y mares.
La latitud es la distancia en grados de cualquier punto de la tierra a la lnea del ecuador;
de acuerdo con la latitud del lugar la radiacin recibida variar y por lo tanto el
comportamiento de la temperatura. Como se sealaba anteriormente la temperatura
depende de la radiacin recibida y sta a su vez depende de la latitud, ya que la duracinde la insolacin recibida o brillo solar (nmero de horas de sol recibida al da) y la
altura del sol (ngulo de incidencia de los rayos solares) van a estar determinadas por el
lugar de la superficie terrestre en que nos encontremos.
El brillo solar en la zona ecuatorial alcanza en promedio las 12 horas diarias, mientras
que en las zonas de latitudes medias alcanza unas 16 horas en promedio en el verano y
se reduce a unas 8 horas en invierno; en las zonas polares alcanza un mximo de 24
horas en verano y un mnimo de 0 horas en invierno.
Tabla 3 MAXIMA INSOLACIN DIARIALatitud 0 17 41 49 63 66 6721 90
Duracin de lainsolacin
12 h 13 h 15 h 16 h 20 h 24 h 1 mes 6meses
Fuente: Critchfield, 1966. Pag. 19. Traduccin del autor.
Con respecto al ngulo de incidencia de los rayos solares vemos que ste vara con la
latitud y la hora del da, as, en la zona ecuatorial el ngulo de incidencia oscila entre
90 en los equinoccios y 66 33 en los solsticios; es decir, el ngulo de incidencia
siempre es alto lo que se traduce en una gran cantidad de radiacin recibida durante el
ao y por lo tanto altas temperaturas. En la zona de los trpicos, dicho ngulo oscila
entre 90 durante el verano del hemisferio correspondiente y 43 durante el invierno y
en las zonas polares vara entre 23 en el verano y 0 en el invierno. Con respecto a la
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variacin del ngulo de incidencia de los rayos del sol durante el da vemos que ste
oscila entre unos pocos grados en las primeras horas de la maana y las ltimas de la
tarde y un mximo en horas del medioda.
La altura del sol influye mucho en la radiacin recibida ya que la reflexin de laradiacin, la aportacin de radiacin por unidad de superficie y la sustraccin de energa
a causa de la trayectoria de los rayos solares en la masa atmosfrica, dependen de la
altura del sol.
Con respecto a la reflexin de la radiacin, sta es directamente proporcional a la
oblicuidad de los rayos solares, o sea que, a mayor oblicuidad mayor reflexin y
viceversa; por tanto entre mayor sea el ngulo de incidencia, menor ser la reflexin de
la radiacin. En cuanto a la aportacin de radiacin por unidad de superficie; JeanLambert en el siglo XVIII, formul la llamada Ley del seno o Ley de Lambert, que
establece que la cantidad de radiacin recibida por unidad de superficie vara
proporcionalmente al seno del ngulo de incidencia; siendo mxima esta cantidad de
radiacin cuando el ngulo es de 90 (seno 1), media cuando el ngulo es de 30 (seno
0.5) y nula cuando el ngulo es de 0 (seno 0). Esta disminucin de la cantidad de
radiacin recibida por unidad de superficie a medida que disminuye el ngulo de
incidencia, se debe a que al apartarse los rayos solares de la vertical, la superficie
cubierta por una misma cantidad de radiacin aumenta.
Con respecto a la sustraccin de energa a causa de la trayectoria de los rayos solares en
la masa atmosfrica, Pierre Bouguer, formul en el siglo XVIII la ley que dice que la
longitud del recorrido de los rayos solares en la atmsfera es proporcional al inverso del
seno del ngulo de incidencia; de aqu que el recorrido de un rayo de sol con un ngulo
de incidencia de 30 sea el doble de uno de 90 y por tanto perder una mayor cantidad
de energa antes de llegar a la superficie.
Debido al factor latitud, la insolacin media recibida en diferentes zonas de la superficie
terrestre es la siguiente:
0= 380 Cal/cm/da; 20= 420 Cal/cm/da; 40= 300 Cal/cm/da; 60= 200 Cal/
cm/da; 90= 145 Cal/cm/da. La menor insolacin en la zona ecuatorial con respecto a
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las zonas cercanas a los trpicos se explica por la presencia de nubosidad abundante en
las primeras y la ausencia casi total de nubes en la segunda.
La altitud es un factor importante en la temperatura, ya que en la troposfera a medida
que ascendemos la temperatura disminuye, esto se debe a que la temperatura del aire enla baja atmsfera se produce por la radiacin calorfica del suelo; "durante el da las
capas inferiores del aire se calientan; al dilatarse disminuye su densidad y se produce un
movimiento generalizado de ascenso del aire caliente, el cual se enfra a medida que se
eleva" (Aylln, 1996: xx), ya que va disminuyendo su presin y por lo tanto se expande
y se enfra. De ah que las partes de la atmsfera ms cercanas al nivel del mar
presenten una temperatura clida y a medida que se asciende su temperatura vaya
disminuyendo. Se calcula que el gradiente trmico, es decir, la proporcin en que
disminuye la temperatura con la altura, es de 6,5C/km. Esta disminucin de latemperatura con la altura determina los llamados pisos trmicos, los cuales son franjas
de tierraque se caracterizan por presentar alturas y temperaturas medias similares.
Tabla 4. PISOS TRMICOSNOMBRE ALTITUD TEMPERATURACCLIDO 0 a 1.000 m >24 CTEMPLADO 1.000 a 2.000 m 17 a 24 CFRO 2.000 a 3.000 m 12 a 17 C
PRAMO 3.000 a 4.800 m 0 a 12 CNIEVES PERPTUAS >4.800 m
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b) Por adveccin, que se presenta cuando a una zona llega una masa de aire contemperaturas inferiores a 0 C, lo cual produce un descenso de la temperatura del
aire que se encuentra en contacto con el suelo.
c) Por subsidencia, que ocurre en una masa de aire cuando una gran porcin de lamisma desciende hacia una capa inferior y la parte superior de esta porcin de airese calienta ms que su base. Este tipo de inversin se presenta ms que todo en
altura.
d) Por frentes, que se produce al entrar en contacto dos masas de aire con temperaturasdiferentes en el cual la masa de aire ms clida debido a su poca densidad es
obligada a ascender por la masa de aire ms fra, originndose de esta manera una
disminucin de la temperatura al nivel de la superficie.
La distribucin de tierras y mares es otro de los factores que incide en elcomportamiento de la temperatura; esto se debe a que las aguas se calientan y se enfran
ms lentamente que los continentes, trayendo como resultado que la oscilacin trmica
anual y diaria sea mayor en los continentes que en los ocanos. Esta diferencia en el
comportamiento trmico de aguas y tierras se debe fundamentalmente a tres razones:
a) El agua es mvil y experimenta movimientos horizontales y verticales a travs delos cuales distribuye rpidamente a lo largo y ancho de su masa el calor absorbido
en la superficie; mientras que el calor absorbido por la superficie de los continentes
slo se trasmite a unos pocos metros por debajo de ella y de manera lenta.
b) El agua es transparente y la radiacin penetra a una gran profundidad, mientras quela tierra es opaca y la radiacin afecta ms que todo a la superficie, de tal manera
que la radiacin recibida debe ser distribuida a travs de una gran masa de agua, en
comparacin a la masa pequea en que es distribuida en la tierra, aunque las reas
superficiales que reciban la radiacin sean similares.
c) El calor especfico, es decir, la cantidad de calor que se necesita para elevar en 1 Cla temperatura de un cuerpo, es mayor en el agua que en la tierra, de tal manera que
para aumentar en un C la temperatura de la primera se necesita casi el doble de la
cantidad de calor que se necesita para elevar en la misma proporcin la temperatura
de la segunda, as que la misma cantidad de insolacin produce un aumento mayor
de la temperatura de la tierra que en el agua.
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Este desigual comportamiento trmico de aguas y tierras produce una moderacin de la
temperatura y del clima en las zonas ocenicas y costeras en comparacin a las
temperaturas y climas extremos que se presentan hacia la parte central de los
continentes; as, en estos ltimos los inviernos son ms fros y los veranos ms calientes
que en las zonas costeras; igualmente los contrastes entre las temperaturas del da y dela noche son mayores en la parte ms interna de los continentes que en las zonas
litorales.
3.5 EL CICLO DE LA TEMPERATURA
El comportamiento de la temperatura del aire depende fundamentalmente de la
radiacin emitida por el suelo, que a su vez depende de la radiacin recibida del sol;
debido a que esta radiacin no es igual todo el tiempo, la temperatura del aire va a variara lo largo del da y del ao; dicha variacin se conoce con el nombre del ciclo de la
temperatura, el cual oscila entre perodos de mnima y perodos de mxima temperatura;
los cuales corresponden a la menor y mayor cantidad de radiacin recibida.
El ciclo diario de la temperatura del aire se caracteriza por presentar un mnimo un poco
antes de la salida del sol, cuando la radiacin recibida por el suelo es prcticamente
nula; una vez que el sol ha salido comienza a aumentar la temperatura debido a que hay
un excedente de radiacin en el suelo el cual pasa la energa a la atmsfera; en la
medida que se alcanza el mximo excedente (alrededor del medioda) se va a alcanzar la
mayor temperatura del da, la cual se presenta aproximadamente 2 o 3 horas despus del
medioda; por ejemplo en Barranquilla la mnima temperatura se presenta alrededor de
las 6:00 A.M (22C y menos) y la mxima alcanza los 32C y ms, y ocurre
aproximadamente a las 2:00 P.M.
El ciclo anual de la temperatura presenta un mximo, retrasado en un mes o mes y
medio con respecto al mximo de insolacin; as, en las zonas de estaciones del
hemisferio norte la mxima temperatura anual se presenta un mes despus del solsticio
de verano, o sea, a finales de julio o principios de agosto y en las zonas ecuatoriales un
mes despus de los equinoccios; las temperaturas ms bajas se van a presentar en el
hemisferio norte un mes despus del solsticio de invierno, es decir a finales de enero y
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principios de febrero, ocurriendo lo contrario en el hemisferio sur en que estos meses
son los ms clidos, mientras que julio y agosto son los ms fros.
3.6 DISTRIBUCIN GEOGRFICA DE LA TEMPERATURA
Si analizamos los mapas de isotermas medias mensuales (lneas que unen puntos de
igual temperatura media) a nivel mundial, nos damos cuenta que las isotermas presentan
una cierta uniformidad en el sentido de la latitud, debido al decrecimiento de la
radiacin recibida de la zona ecuatorial a las zonas polares; sin embargo, esta
uniformidad es ms evidente en el hemisferio sur donde la mayor influencia del ocano
y el menor desarrollo de las masas continentales, traen como resultado una mayor
uniformidad de las temperaturas, mientras que en el hemisferio norte la marcada
influencia de la continentalidad producen desviaciones en la trayectoria de las isotermasdebido a la notable diferencia de temperaturas entre el continente y los ocanos.
A lo largo del ao las isotermas se desplazan varios grados hacia el norte o hacia el sur,
siguiendo la declinacin solar pero retrasada con respecto a sta un mes
aproximadamente; este desplazamiento es menor en los ocanos (5 a 7 de latitud) y
mayor en los continentes (hasta 20 de latitud). Si analizamos el comportamiento de las
isotermas en los meses con sol alto y con sol bajo (enero y julio para el hemisferio
norte) nos damos cuenta que en el mes de enero las isotermas presentan una inflexin
hacia el sur en los continentes y hacia el norte en los ocanos y ocurre todo lo contrario
en el mes de julio; como se observa en las grficas es ms acusada la inflexin en el
hemisferio norte que en el hemisferio sur, por las razones arriba mencionadas.
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GRFICA X. ISOTERMAS EN LA TIERRA
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4. LA HUMEDAD ATMOSFRICA
El vapor de agua presente en la atmsfera se constituye en uno de los ms importantes
elementos en la determinacin de las condiciones del tiempo y del clima de la tierra a
pesar que slo representa el 2% de la masa de la atmsfera y el 4% de su volumen. Elcontenido del vapor de agua de la atmsfera vara ampliamente a lo largo del espacio y
del tiempo, as, vemos como prcticamente es inexistente en las regiones ridas y fras y
alcanza por otro lado entre el 4 y el 5% del volumen de la atmsfera en las regiones
clidas y hmedas de la zona ecuatorial.
La importancia del vapor del agua en la determinacin del estado del tiempo y del clima
se debe segn Ayoade, a las siguientes razones:
Primero, el vapor de agua es la fuente de todas las formas de condensacin y
precipitacin. La cantidad de vapor de agua en un volumen dado de aire es un
indicador de la capacidad potencial de la atmsfera para producir precipitacin.
Segundo, el vapor de agua puede absorber tanto radiacin solar como terrestre y
juega el papel de regulador de calor en el sistema tierra-atmsfera. Tercero, el calor
latente es contenido en el vapor de agua y su energa es liberada cuando el vapor se
condensa. El calor latente contenido en el vapor de agua es una importante fuente de
energa para la circulacin atmosfrica y para el desarrollo de perturbaciones
atmosfricas. Cuarto, debido a que el vapor de agua contiene calor latente su
cantidad y distribucin vertical en la atmsfera afectan indirectamente la estabilidad
e inestabilidad del aire. Quinto, la cantidad de vapor de agua en el aire es un factor
importante que influye en la tasa de evaporacin y de evapotranspiracin. Es por
otro lado un importante determinante de la temperatura sentida por la piel del
hombre y por lo tanto del confort humano. Sexto, a diferencia de otros gases
atmosfricos, el vapor de agua puede cambiar a estado lquido o slido dentro del
rango normal de temperaturas atmosfricas. El vapor de agua cambia
constantemente de estado en el sistema tierra-atmsfera. (1983: 100)
El vapor de agua pasa al estado lquido a travs del proceso de condensacin y al estado
slido a travs del proceso de sublimacin (algunos autores consideran que este trmino
est mal utilizado en este caso). El vapor de agua se produce a travs de la evaporacin
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del agua y a travs de la sublimacin, es decir, la conversin del agua slida en vapor.
El agua en forma slida a su vez se convierte en lquida a travs del proceso de fusin.
Para que se den estos cambios de estado es necesario suministrar o retirar calor al
cuerpo que cambia de estado; la cantidad de calor que queda almacenada en el vapor de
agua cada vez que se evapora un gramo de agua es de 600 caloras y se denomina calorlatente de vaporizacin, el cual es liberado cuando se produce el proceso de
condensacin, igualmente cuando se produce el congelamiento de un gramo de agua se
liberan 80 caloras, mientras que en el proceso de fusin por cada gramo de agua que se
descongela se absorben estas 80 caloras, denominndose calor latente de fusin; en el
proceso de sublimacin, es decir, en el cambio de hielo o nieve a vapor, la cantidad de
caloras absorbidas por este ltimo corresponde a 680, ya que se suman las caloras de la
fusin y la de evaporacin.
4.1 LA HUMEDAD ATMOSFRICA Y SU MEDIDA
La cantidad de vapor de agua presente en la atmsfera puede ser expresada de varias
maneras, entre estas tenemos, la humedad absoluta, humedad especfica, proporcin de
mezcla, tensin o presin de vapor, humedad relativa y punto de roco.
La humedad absoluta es el peso del vapor de agua contenido en 1m de aire; este peso
es muy variable y oscila entre fracciones de gramo en el aire fro y seco de las zonas
polares y unos 30 gramos en el aire clido y hmedo de las zonas ecuatoriales.
La humedad especfica (q) es la masa de vapor de agua por kilogramo de aire hmedo,
mientras que la proporcin de mezcla es la masa de vapor de agua por kilogramo de aire
seco; como quiera que la masa de vapor de agua existente no es mucha, estos dos
valores resultan muy similares, por lo cual en climatologa se manejan de manera
indistinta.
La humedad relativa es la relacin expresada en porcentaje entre la cantidad de vapor de
agua contenida en la masa de aire y la mxima que podra contener a la misma
temperatura. En el punto de saturacin de una masa de aire la humedad relativa es del
100%, mientras que si slo contiene una cuarta parte de la mxima posible, la humedad
relativa es del 25%.
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El Punto de Roco es la temperatura a la que tiene lugar la saturacin y por debajo de la
cual se produce la condensacin, as, cuando se nos menciona la temperatura de Punto
de Roco se nos est indicando que a dicha temperatura la masa de aire se encuentra
saturada, es decir, que alcanz la mxima cantidad de vapor de agua que poda contener.
La tensin de vapor es la parte de la presin atmosfrica que es producida por el vapor
de agua presente en la masa de aire; la presin de vapor es prcticamente nula en las
zonas polares, por ser el aire totalmente seco y mxima en el Ecuador donde alcanza en
promedio hasta unos 30 milibares.
La humedad atmosfrica se mide a travs de dos instrumentos, a saber: el higrmetro y
el psicrmetro. El primero se basa en el alargamiento o acortamiento que experimentanlos cabellos humanos a mayores o menores niveles de humedad atmosfrica, estos
cambios de longitud se trasladan a una escala graduada, indicndose de esta manera la
humedad relativa. El psicrmetro consiste en dos termmetros, uno seco y otro con el
depsito de mercurio humedecido con un tejido impregnado de agua. Si existe
evaporacin el termmetro hmedo marcar una temperatura inferior a la del
termmetro seco, mientras que si la atmsfera est saturada, los dos termmetros
marcarn la misma temperatura; a mayor diferencia de temperatura menor humedad
relativa y viceversa. Existen las llamadas tablas psicromtricas que relacionan las
diferencias de temperaturas de los dos termmetros con la humedad relativa.
4.2 LAS NUBES, FORMACIN Y CLASIFICACIN
La formacin de las nubes se produce cuando una masa hmeda de aire se enfra hasta
alcanzar la temperatura de Punto de Roco y el vapor de aire contenido en la misma se
condensa; para que este proceso se produzca es necesario que la masa de aire se eleve
hasta niveles en que la temperatura sea inferior y se alcance el Punto de Roco. Las
masas de aire se elevan a travs de tres mecanismos, a saber: a) cuando una masa de aire
tropieza con una montaa, lo cual la obliga a ascender, generndose de esta forma las
llamadas nubes orogrficas; b) cuando una masa de aire caliente se encuentra con una
masa de aire fro, generndose de esta manera un Frente Meteorolgico; en estos casos
la masa de aire caliente por su poca densidad asciende sobre la masa de aire fro
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producindose as la condensacin del vapor de agua, las nubes formadas de esta
manera se denominan nubes frontales, y c) cuando el aire caliente se eleva por si mismo
debido a su poca densidad, lo cual origina una corriente convectiva, llamndose nubes
convectivas a las as formadas.
Teniendo en cuenta la forma que presentan, las nubes se clasifican en 4 tipos: Cirros,
Cmulos, Estratos y Nimbos. Las primeras toman su nombre del latn Cirrus (cabello,
bucle) y tienen la forma de plumas de ave o de cabellera, en general son blancas; las
segundas su nombre proviene del latn Cumulus (cmulo, montn) y se presentan a
manera de montaas de algodn con una base plana y una parte superior poco uniforme.
Los estratos toman su nombre del latn stratus (extendido) y se presentan a manera de
capas horizontales de poco espesor y gran extensin; por ltimo los Nimbos toman su
nombre de la palabra latina nimbus (nube de lluvia) son amorfas, oscuras ynormalmente producen lluvias.
Estos 4 tipos de formas se combinan y se obtienen los 10 gneros de nubes
internacionalmente reconocidos:
1. Cirros: nubes tenues de aspecto fibroso o filamentoso, en el da presentan un colorblanco y al final de la tarde por la incidencia de los rayos del sol con un ngulo
pequeo adquieren un color anaranjado o rojizo; estn constituidas ms que todo por
cristales de hielo debido a que se encuentran por encima de 6.000 m de altitud y
pueden alcanzar hasta el lmite de la troposfera. Su temperatura est comprendida
entre -70 a -30 C.
2. Cirroestratos: se presentan a manera de una delgada capa de cirros, de color blancoy casi transparente, debido a lo cual pueden observarse a travs de ella el sol, la luna
y las estrellas. Estn formadas por cristales de hielo y la refraccin de los rayos del
sol en aquellos produce el fenmeno de halo. Estas nubes se producen alrededor de
8.000 m de altitud y su temperatura est comprendida entre -40 y -25 C.
3. Cirrocmulos: tienen la apariencia de mantos o capas delgadas organizadas engrupos, son de color blanco y estn formadas por cristales de hielo y gotas de agua
subfundida (agua con temperatura inferior a 0 C que no se ha congelado); se
originan a altitudes cercanas a los 7.000 m y su temperatura es similar a la de los
cirroestratos.
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4. Altoestratos: se presentan a manera de un velo o manto de color gris y en algunasocasiones con tonalidades azules y blancas, se producen entre 3.000 y 4000 m de
altitud y estn formadas principalmente por gotas de agua y en menor proporcin
cristales de hielo; su temperatura va de -30 a -10 C.
5. Altocmulos: tienen la apariencia de mantos de nubes de forma globular semejandobalas de algodn de color blanco o gris, se presentan alrededor de los 3.000 m de
altitud y estn formadas de gotas de agua y en menor proporcin cristales de hielo;
la temperatura en la base de esta nube oscila entre -30 y 10 C.
6. Estratocmulos: manto uniforme de nubes de color gris y blanco, generalmenteforman capas paralelas de gran extensin; la altura de su base est alrededor de
1.500 m, estn constituidas por gotas de agua y la temperatura de su base oscila
entre -10 y 20 C.
7. Nimboestratos: son mantos nubosos de color gris oscuro, con un espesor suficientepara ocultar por completo al sol, son frecuentes en pocas de lluvias. La altura de su
base est aproximadamente a 1.200 m de altitud y estn conformadas por gotas de
agua y cristales de hielo, la temperatura de su base es similar a la de los
estratocmulos.
8. Estratos: manto de nubes en forma de capas horizontales de color gris; como suapariencia es similar a la niebla, se les denomina a veces como nieblas altas debido a
que no estn en contacto con la superficie. La altura de su base est comprendida
entre unos 100 y 800 m y est conformada por gotitas de agua; su temperatura se
encuentra entre -10 y 20 C.
9. Cmulos: nube de desarrollo vertical que se presenta con una base horizontalligeramente oscura y un cuerpo en forma de cpulas, redondeces o torres de color
blanco que puede alcanzar un espesor hasta de 4 km, la parte superior toma la forma
de una gran coliflor. La base de esta nube se halla a unos 800 m sobre el nivel del
mar y est conformada fundamentalmente por gotas de agua; la temperatura en su
base oscila entre -5 y 25 C.
10.Cumulonimbos: nube de gran desarrollo vertical cuya base se encuentra a una bajaaltitud (600-800 m) y la parte superior puede alcanzar en las zonas tropicales hasta
el lmite de la troposfera (ms de 15.000 m); su base tiene forma horizontal y
alcanza una gran extensin (hasta 30 kms), su cuerpo se desarrolla en forma de
redondeces, cpulas o torres y su parte superior es aplanada en forma de yunque.
Los cumulonimbos producen grandes lluvias y granizadas acompaadas de
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tormentas elctricas; la temperatura de su base oscila entre -5 y 25 C y estn
conformados por gotas de agua, cristalitos de hielo, copos de nieve y granizo.
Para diferenciar las especies de los distintos gneros de nubes se utilizan los siguientes
trminos procedentes del latn:Mediocris: mediocre, de desarrollo moderado
Lenticularis: en forma de lenteja o plato
Calvus: sin estructuras cirrosas
Capillatus: con estructuras cirrosas
Castellatus: almenado, en forma de torres
Congestus: congestionado, con protuberancias
Humilis: aplastado, pequeo
Fractus: roto, desgarradoSpessatus: espeso, compacto
Translucidus: delgado, transparente
Uncinus: en forma de gancho
Mammatus: en forma de ubre.
Los trminos uncinus y spissatus se aplican a los cirros; lenticularis se aplica a los
altocmulos; fractus se le adiciona a los estratos, cmulos y nimboestratos; humilis,
mediocris y congestus se les aplica a los cmulos; castelatus se le aplica a los
altocmulos y por ltimo los trminos calvus y capillatus se les aplica a los
cumulonimbos.
Si tenemos en cuenta la altura de las nubes, stas se clasifican en 4 categoras:
Altas, que son aquellas que se encuentran a ms de 6.000 m de altura, a estas nubes se le
antepone el prefijo cirro a su nombre bsico; dentro de este grupo tenemos: Cirros,
cirroestratos y cirrocmulos.
Medias: las nubes que se hallan entre 2.000 y 6.000 m de altura, a stas se les antepone
el prefijo alto a su nombre; aqu encontramos los altoestratos y altocmulos.
Bajas: son las que se encuentran ubicadas por debajo de los 2.000 m de altitud, dentro
de este grupo encontramos los estratos, nimboestratos y estratocmulos.
Nubes de Desarrollo Vertical: son las nubes cuya base se encuentra a pocos metros de
altitud (menos de 1.000 m) pero cuya cspide puede alcanzar muchos kilmetros; en
este grupo hallamos los cmulos y los cmulonimbos.
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Para medir la cantidad de nubes de un lugar o nubosidad se utiliza una escala de nueve
grados, denominada de octas u octavos, en la cual 0 significa que el cielo esta
completamente despejado y 8 seala a un cielo totalmente cubierto. "La nubosidad
existente se determina a ojo, agrupando con la imaginacin a las nubes existentes en unazona y calculando el espacio que ocuparan juntas" (Llaug, 1971: 64)
4.3 LAS PRECIPITACIONES
Se denomina precipitacin a la cada de agua de la atmsfera en forma slida o lquida,
para que este fenmeno se presente es necesario que el agua pase por una serie de
cambios de estado hasta concluir en la precipitacin; este proceso comienza con la
evaporacin de grandes cantidades de agua que comienzan un ascenso hacia laatmsfera, para posteriormente disminuir su temperatura y condensarse formando las
nubes y finalmente precipitarse. Sin embargo, no todas las nubes producen
precipitaciones, ya que para que este fenmeno se produzca es necesario que las gotas
de agua crezcan lo suficiente como para que sean capaces de superar la fuerza de las
corrientes ascendentes de aire y poder descender a la superficie, as, las precipitaciones
se originan ms que todo en nubes como los nimboestratos, cmulos y cumulonimbos,
mientras que los cirros nunca las producen.
Para que ocurra el proceso de condensacin del vapor de agua es necesario que la masa
de aire ascendente alcance la temperatura de Punto de Roco, por debajo de la cual no
puede mantener toda su humedad en forma de vapor y ste se condensa convirtindose
en gotas de agua o pequeos cristales de hielo; igualmente es necesario para que se
produzca la condensacin, no slo la disminucin de la temperatura hasta el nivel del
punto de roco, si no tambin la existencia de ncleos de condensacin en torno a los
cuales se forman las gotas de agua y los cristales de hielo. Los ncleos de condensacin
en la atmsfera estn constituidos especialmente por partculas de sal suspendidas en elaire, gotas de cido ntrico, partculas de polen, polvo y en algunos casos cenizas
volcnicas.
Una vez que se ha formado la pequea gota de agua o el cristal de hielo (de unas pocas
micras de dimetro) inicia un proceso de crecimiento que la lleva a aumentar su tamao
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en miles de veces. Existen varias teoras para explicar la forma en que las gotas de agua
o los cristales de hielo crecen hasta alcanzar el tamao necesario para iniciar la
precipitacin; la ms conocida de estas teoras es la de Bergeron-Findeisen, planteada
por los fsicos T. Bergeron en 1933 y ampliada por W. Findeisen en 1945, segn la cual
Cuando existen simultneamente gotitas de agua y cristales de hielo, el aire que se
encuentre saturado con respecto al agua estar sobresaturado con respecto al hielo.
Esto da lugar a un depsito de vapor sobre los cristales de hielo y luego a una
evaporacin del agua tratando de mantener saturado el aire. En consecuencia, los
cristales de hielo aumentan rpidamente su tamao y el agua lquida tiende a
desaparecer, resultado observado dentro de las nubes. Estas partculas mayores
caen ms velozmente que las pequeas y absorben otras que encuentran a su paso,
hacindose mayores todava. Descendiendo a niveles de temperatura superior al
punto de congelacin, funden y continan aumentando su tamao, por colisin,
mientras permanecen dentro de la nube. (Longley, 1973: 95).
Sin embargo, la teora de Bergeron-Findeisen no explica todos los casos de
precipitaciones, ya que en algunos casos stas se originan en nubes cuya temperatura
est por encima del nivel de congelacin, en estos casos la gota de lluvia aumenta su
tamao a partir la colisin y la coalescencia; como quiera que la velocidad de cada de
las gotas es proporcional a su dimetro, aquellas de mayor tamao alcanzan y absorben
a las ms pequeas, la turbulencia propia de las nubes cumuliformes permite aumentar
los choques entre las gotas y de esta manera las gotas ms fras crecen a expensas de las
ms templadas.
4.3.1 CLASIFICACIN DE LAS PRECIPITACIONES
Las precipitaciones pueden ser clasificadas de dos formas: a) teniendo en cuenta los
procesos que permitieron su formacin y b) teniendo en cuenta la forma que toma el
agua al momento de caer a la superficie. De acuerdo con la primera forma las
precipitaciones se clasifican en: convectivas, orogrficas y frontales; las primeras son
aquellas que se producen como consecuencia del ascenso de una masa de aire clida y
hmeda que como consecuencia de su poca densidad asciende hasta alcanzar una altura
suficiente para producir la condensacin y la precipitacin. Las precipitaciones
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orogrficas se producen cuando una masa de aire choca con una formacin montaosa y
se ve obligada a ascender hasta alcanzar las condiciones propicias para el
desencadenamiento de la precipitacin; por ltimo, las frontales se originan a partir del
choque de dos masas de aire con caractersticas de temperatura diferentes ( una fra y
otra clida) la masa de aire clida por tener un menor peso asciende por encima de lamasa fra y se produce la precipitacin.
Si tomamos en cuenta la forma del agua al caer, las precipitaciones las podemos
clasificar en:
a) lluvia: precipitacin lquida formada por gotas con un dimetro superior a 0.5 mm,cuando la lluvia comienza y termina rpidamente se le denomina chubasco o
chaparrn.
b) llovizna: precipitacin lquida formada por pequeas gotas de agua con un dimetroinferior a 0.5 mm, casi siempre procede de estratos de poco espesor y ubicados a
baja altura.
c) Lluvia helada: precipitacin de gotas de lluvia que al atravesar una capa de aire msfra se congelan y llegan a la superficie en forma de pedazos de hielo.
d) Agua-nieve: no es ms que la precipitacin en la cual se presenta tanto agua lquidacomo slida en forma de nieve; se forma cuando una precipitacin en forma de
nieve cae a travs de una capa con temperatura superior al punto de congelacin y se
funde una parte de la misma. En Estados Unidos se le denomina agua nieve a la
precipitacin en forma de lluvia que al pasar por una capa ms fra se congela y cae
a la superficie en forma de hielo.
e) Nieve: precipitacin formada por cristales de hielo de simetra hexagonal que seasocian formando copos, los cuales presentan una densidad muy reducida igual al 10
20% de la del agua. La nieve se produce cuando el vapor de agua se encuentra con
temperaturas inferiores al punto de congelacin.
f) Granizo: precipitacin de piedras redondeadas de hielo con dimetros que oscilanentre 5 y 50 mm, que se presenta con una estructura en capas concntricas en las que
se alternan el hielo transparente y el opaco. "Las capas de hielo opaco estn
formadas por pequeos cristales y burbujas de aire atrapadas, mientras que las de
hielo transparente lo estn por cristales grandes" (Llaug, 1971: 39). El granizo se
forma en los cumulonimbos, donde las gotas de agua son elevadas a grandes alturas
donde se congelan y caen para nuevamente ser elevadas de manera sucesiva, de esta
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forma aumentan su tamao por la congelacin de muchas gotas y alcanzan el peso
suficiente para precipitarse.
g) Cinarra: precipitacin de grnulos de hielo, blancos y opacos con un dimetroinferior a 1 mm.
h) Roco: condensacin del vapor de agua de las masas de aire que se encuentran cercade la superficie terrestre al entrar en contacto con cuerpos cuya temperatura es baja,
como consecuencia de la prdida de la radiacin calrica. El roco es ms frecuente
en pocas de sequa ya que debido al cielo despejado, la superficie terrestre y
algunos elementos como los vegetales se enfran rpidamente, permitiendo de esta
forma la condensacin del vapor de agua que entra en contacto con ellos.
i) Escarcha: es un fenmeno similar al roco, en el cual el vapor de agua se convierteen cristales de hielo debido a que los cuerpos sobre los cuales se produce la
condensacin presentan temperaturas inferiores a 0 C.
4.3.2 LA MEDIDA DE LAS PRECIPITACIONES
La medida de las precipitaciones tiene como objetivo fundamental establecer la cantidad
de precipitacin cada en un lugar y perodo de tiempo determinados. La cantidad total
de la precipitacin se expresa por la altura de la capa de agua que cubre al suelo, as, se
mencionan precipitaciones de 5, 8 x cantidad de mm. Cada mm de precipitacin cada
representa un litro de agua por metro cuadrado de superficie.
Los conceptos bsicos utilizados en la medicin de las precipitaciones son:
precipitacin anual, que es la suma de las precipitaciones recogidas en el ao;
precipitacin media anual, que corresponde al promedio aritmtico de las
precipitaciones presentadas en los diferentes aos registrados; precipitacin media
mensual, que no es ms que la media aritmtica de cada uno de los meses registrados en
los diferentes aos. Igualmente se mide la precipitacin mxima en 24 horas y se
calcula tambin la irregularidad intraanual y la interanual, la primera es el cociente entre
la precipitacin media mensual ms abundante y la menos abundante; la segunda es el
cociente entre la precipitacin total del ao ms lluvioso y la precipitacin total del ao
ms seco.
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Para medir las precipitaciones se utilizan varios instrumentos, dentro de los cuales el
ms utilizado es el pluvimetro de Hellmann, el cual consta de dos recipientes
cilndricos encajados, el recipiente externo tiene como tapa un embudo que recoge el
agua y la enva al recipiente interno que est graduado en centmetros o pulgadas; para
medir simplemente se observa la altura que ha alcanzado el agua recogida. De igualmanera se utilizan los pluvimetros registradores o pluvigrafos, los cuales trazan una
grfica que permite obtener datos acerca de las horas de comienzo y finalizacin de la
lluvia y tambin de la intensidad de la precipitacin, es decir, la cantidad de
precipitacin cada por unidad de tiempo; existen varios tipos de pluvigrafo entre los
cuales sobresalen los de balancn y los de flotador.
4.4 TORMENTAS ELCTRICAS
Son perturbaciones atmosfricas caracterizadas por vigorosos movimientos ascendentes
que producen nubes de gran desarrollo vertical (Cmulonimbo) de los cuales se
desprenden precipitaciones de gran intensidad acompaadas de fenmenos elctricos,
vientos fuertes e incluso tornados. En general las tormentas se producen debido al fuerte
calentamiento en algunas pocas del ao, especialmente en el verano en las zonas de
latitudes medias y en los meses posteriores al paso del sol por su posicin cenital en las
zonas de latitudes bajas.
Para que la tormenta se desencadene es necesaria la presencia de cualquiera de los
siguientes procesos:
a) Un calentamiento fuerte de la superficie, lo cual genera una inestabilidadatmosfrica marcada.
b) La elevacin de una masa de aire hmedo y clido por razones orogrficas.c) La convergencia del viento por razones trmicas o dinmicas.d) La ascensin de la masa de aire clido en un Frente Fro.Ante la presencia de estos procesos se inicia un ascenso de las masas de aire, a medida
que el ascenso va incrementndose el aire se va enfriando, s el aire que rodea a la masa
de aire ascendente es ms fro, sta seguir su ascenso. S la masa de aire alcanza el
Punto de Roco antes de finalizar su ascenso se inicia la condensacin y a partir de ese
momento comienza la formacin de las nubes cumuliformes.
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Una vez iniciado el proceso de condensacin, el calor liberado por el paso de vapor a
lquido, calienta an ms a la clula convectiva y su ascensin se hace ms rpida (10 a
30 m/s), por lo cual la nube alcanza un gran desarrollo vertical que la puede llevar hasta
alturas cercanas a los 15 km; al interior de la nube se producen precipitaciones lquidas
y slidas, fenmenos elctricos y rachas de vientos fuertes.
Desde el comienzo de la formacin hasta su finalizacin, la tormenta pasa por tres
etapas o fases:
a) Fase de Formacin: las fuertes corrientes ascendentes originan el proceso deformacin de nubes de desarrollo vertical, a medida que se va dando el proceso de
condensacin y de formacin de la nube, el calor latente de condensacin calienta la
nube y su ascenso se incrementa, la nube crece ms y ms, "fuertes corrientes
verticales ascendentes la alimentan. Con facilidad llega su cima a los seis o sietekilmetros de altura y, en estas regiones, el aire est ya muy fro, a muchos grados
bajo cero." (Medina, 1986: 136). Las gotitas de agua de la parte superior de la nube
se congelan, mientras que las de la parte inferior mantienen su condicin; en ese
momento ya la nube es un cumulonimbo en el cual an no se le ha desarrollado el
yunque caracterstico de su parte superior. A esta primera etapa del desarrollo de la
tormenta tambin se le conoce con el nombre de Fase Cmulo.
b) Segunda Fase: al interior de la nube, las fuertes corrientes ascendentes generan a suvez corrientes descendentes de aire fro, los cristales de hielo de la parte superior
comienzan a caer y a fundirse al mismo tiempo que van aumentando su tamao al
adherirse a ellos nuevas gotas de agua, pero las corrientes ascendentes los vuelven a
subir una y otra vez, aumentando de esta forma el tamao del granizo hasta que el
peso es suficiente para precipitarse, ya que por su tamao son capaces de superar la
fuerza de la corriente ascendente. De la misma forma que se dan precipitaciones
slidas se presentan fuertes aguaceros, acompaados de rachas de vientos de gran
intensidad. Por otro lado el choque de cristales de hielo y gotas de agua con cargas
elctricas contrarias origina violentas descargas elctricas (relmpagos y rayos)
acompaados de truenos. A esta segunda fase se le denomina fase de madurez.
c) Tercera Fase: las precipitaciones y las rachas de vientos se hacen ms intensas perovan disminuyendo paulatinamente, las corrientes descendentes son las que
predominan ya que las ascendentes desaparecen debido a que la temperatura del
suelo disminuye debido a la precipitacin recibida y de la masa de aire fro que
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desciende de la nube, y sta termina disipndose debido a que el ascenso de aire
caliente finaliza.
En general las tormentas estn formadas por varias clulas convectivas, que a su vez
originan varias nubes de desarrollo vertical, cuya vida oscila entre 30 y 60 minutos, sin
embargo, en algunas ocasiones la formacin y desarrollo de las nubes tormentosas sesuperpone de tal forma que se pueden presentar tormentas de varias horas de duracin,
recorriendo entre 15 y 30 kilmetros por cada dos horas de permanencia.
Durante el ao se presentan alrededor de 16 millones de tormentas, aproximadamente
45.000 por da en diferentes lugares del planeta, siendo ms frecuentes hacia la zona
ecuatorial y muy raras por encima de los 60 de latitud, en las zonas ocenicas fras y en
las zonas subtropicales de alta presin.
Tabla 5. CLASIFICACION DE LAS TORMENTAS SEGN SU INTENSIDAD
CATEGORA CARACTERSTICAS
TORMENTA Relmpagos poco frecuentes (menos de 10 en 10
minutos). No se produce granizo.
TORMENTA MODERADA Relmpagos frecuentes (ms de 10 en 10 minutos).
Granizo de menos de 1 cm de dimetro.
TORMENTA FUERTE Relmpagos prcticamente continuos, o turbonada
violenta (ms de 60 km/h de racha), o granizo de
ms de 1 cm de dimetro, o trombas marinas.
Fuente: Cuadrat y Pita (1997). Pag. 331
Dentro de la tormenta, el hecho que ms impresiona y sobrecoge a la mayor parte de las
personas, es el denominado aparato elctrico, que no es ms que el conjunto de
fenmenos elctricos que se producen al interior de una nube de tormenta, es decir, los
rayos y truenos. Generalmente la descarga elctrica que llega a la tierra recibe el
nombre de rayo, mientras que si el proceso se da al interior de una nube o entre dos
nubes recibe el nombre de relmpago; aunque en muchas ocasiones ambos trminos son
usados indistintamente.
La descarga elctrica es producto de la separacin de cargas positivas y negativas que se
dan al interior de las nubes de tormenta, entre dos nubes o entre las nubes y el suelo.
Cuando la diferencia de voltaje alcanza a tener valores enormes de casi 30.000 voltios
por cada centmetro de separacin entre partculas cargadas negativa y positivamente, se
produce la chispa que desencadena la descarga. Aunque el mecanismo que produce la
separacin de cargas en la atmsfera no est totalmente explicado, existen algunas
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teoras que tratan de hacerlo; uno de las ms aceptadas es aquella que plantea que las
gotas de agua de la nube que inicialmente son neutras desde el punto de vista elctrico,
son electrizadas como consecuencia de la frotacin que sufren por los movimientos
ascensionales.
Una vez electrizada la gota de agua, se separan sus cargas elctricas, dirigindose hacia
arriba las cargadas positivamente y hacia abajo las cargadas negativamente; como la
base de la nube est cerca del suelo, produce en ste por induccin cargas positivas, lo
que altera su condicin de cuerpo con carga negativa; este desequilibrio que distorsiona
el estado natural de la atmsfera, es corregido por el rayo que tiende a restaurar el
equilibrio perdido, al juntar y neutralizar las cargas elctricas separadas.
De los diferentes tipos de rayos que existen, a saber: rayo nube-nube, rayo nube-aire y
rayo nube-tierra, ste ltimo es el ms peligroso para el ser humano, ya que al alcanzarel suelo puede producir la muerte tanto de seres humanos como de animales. El rayo
nube-tierra representa casi el 20% del total y en Norteamrica produce casi 100 muertes
al ao, por lo tanto, tomar precauciones en caso de tormenta puede evitar perder la vida
durante las mismas. Algunas de estas precauciones son:
a) En la medida de lo posible refgiese