UNIVERSIDAD VERACRUZANA TESIS QUE PARA OBTENER EL GRADO DE LICENCIADO EN CIENCIAS ATMOSFÉRICAS PRESENTA JUAN CARLOS AYALA VILLALOBOS DIRECTOR

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1 UNIVERSIDAD VERACRUZANA FACULTAD DE INSTRUMENTACIÓN ELECTRÓNICA YCIENCIAS ATMOSFÉRICAS CLIMATOLOGÍA DE VARIABLES DE HUMEDAD EN ALTURA PARA LA CIUDAD DE MÉXICO, D.F. TESIS QUE PARA OBTENER EL GRADO DE LICENCIADO EN CIENCIAS ATMOSFÉRICAS PRESENTA JUAN CARLOS AYALA VILLALOBOS DIRECTOR M.en.C. OSCAR ÁLVAREZ GASCA DIRECTORA M.en.C. ANA DELIA CONTRERAS HERNÁNDEZ. XALAPA-ENRÍQUEZ, VER. 2012

2 DEDICATORIAS Con todo mi cariño y mi amor para las personas que hicieron todo en la vida para que yo pudiera lograr mis sueños, por motivarme y darme la mano cuando sentía que el camino se terminaba, a ustedes por siempre en mi corazón y mi agradecimiento. Gloria Villalobos Jacuinde//Bulmaro Ayala Jacuinde//Carina Ayala Villalobos//Marisol Ayala Villalobos// Manuela Ayala Villalobos//Jesús Ayala Villalobos. Fue un gran y largo camino, solo les puedo decir GRACIAS!, a esas personas importantes y auténticas en mi vida, que siempre estuvieron listas para brindarme toda su ayuda sin importar el día, la hora ó las adversidades que se impusieran en el camino, pero sobre todo por brindarme una mano, un hombro, ser mi fuente de inspiración, de aliento, mi entusiasmo, mi distracción, por eso y mucho más, por enseñarme a comprender y entender lo que es una amistad incondicional. Brindo y dedico cada una de estas páginas de mi tesis con todo mi cariño y corazón a ustedes: Jaime fuentes Gallardo//Fernando trejo//rafael Trejo// Mariana Durand// Juan Carlos Basso//Galdino Blas Michi//Mamba Ultimate Frisbee// A mis maestros que en este andar por la vida, influyeron con sus lecciones y experiencias en formarme como una persona de bien y preparada para los retos que pone la vida, a todos y cada uno de ellos les dedico esta tesis. MUCHOS DE NUESTROS SUEÑOS PARECEN AL PRINCIPIO IMPOSIBLES, LUEGO PUEDEN PARECER IMPROBABLES, Y LUEGO, CUANDO NOS COMPROMETEMOS FIRMEMENTE, SE VUELVEN INEVITABLES CHRISTOPHER REEVE

3 ÍNDICE 1 INTRODUCCIÓN Antecedentes Justificación e importancia del estudio Hipótesis Objetivo general Objetivos específicos ZONA DE ESTUDIO..7 3 DATOS Y METODOLOGÍA Datos Metodología 10 4 RESULTADOS ANÁLISIS MENSUAL Temperatura ambiente Temperatura de punto de rocío Humedad relativa Razón de mezcla Temperatura potencial Altura geopotencial Energía potencial convectiva disponible (CAPE) DESCRIPCIÓN DE GRÁFICAS EN VERANO Temperatura ambiente Temperatura de punto de rocío Humedad relativa Razón de mezcla Temperatura potencial DESCRIPCIÓN DE GRÁFICAS EN INVIERNO Temperatura ambiente Temperatura de punto de rocío Humedad relativa Razón de mezcla 26

4 4.3.5 Temperatura potencial ANÁLISIS DEL PROMEDIO Y LA TENDENCIA ANUAL DE LA VARIACIÓN CON LA ALTURA EN VERANO E INVIERNO DISCUSIÓN CONCLUSIONES.. 39 Gráficas verano e invierno.41 Apéndice.55 BIBLIOGRAFÍA

5 RESUMEN La presente tesis busca caracterizar -desde el punto de vista de la climatología contemporánea- el estado medio virtual y las tendencias de las variables atmosféricas sobre el área metropolitana del Distrito Federal, en los niveles superficie, 500, 250 y 100 mb. Teniendo como base la experiencia mundial reportada en la construcción de climatologías dependientes del tiempo (Klein y Kline, 1984; Davis y Walker, 1992; Rauber et al., 2001) se procedió a construir una primera climatología de 15 años, formada por los valores medios de temperatura, temperatura potencial, razón de mezcla, punto de rocío, humedad relativa, altura geopotencial y energía potencial convectiva disponible del periodo , el cual se eligió por tener un registro más completo en la base de datos. Esto con los datos de los radiosondeos realizados diariamente por el Servicio Meteorológico Nacional, y finalmente sistematizados por el Wyoming Weather Center. Las variaciones en el tiempo de esta climatología sinóptica fueron tratadas estadísticamente por la prueba de Helmert, en busca del grado de aleatoriedad. Las variaciones estacionales halladas muestran el ciclo natural sobre la tropósfera media, no encontrándose anomalías importantes en los rangos de congelamiento. El máximo del punto de rocío está localizado a mitad de verano en el nivel de 500 mb, existiendo una correspondencia con el promedio mensual de la temperatura de punto de rocío en superficie. El mes más seco sobre la mitad de la atmósfera es diciembre, con 24% de humedad; y el más húmedo agosto, con 76%. Por otro lado, se hallaron dos mínimos locales de la razón de mezcla a 500 mb: en julio y septiembre. La temperatura potencial máxima a mitad de verano a 250 mb es de 345 K, y tiende a estabilizarse hacia el invierno. En los análisis sobre los veranos, se hallaron tendencias positivas a 500 y 250 mb, mientras que se obtuvo una ligera tendencia negativa en 100 mb.

6 1 INTRODUCCIÒN Nuestro globo está rodeado por un gran océano de aire, constituido por diferentes gases que son atraídos hacia la tierra por efecto de la gravedad. La atmósfera no está nunca completamente seca, pues contiene siempre vapor de agua en proporciones variables. En las regiones tropicales marítimas que son cálidas y húmedas, la cantidad de vapor de agua contenido en una muestra dada de aire puede alcanzar la proporción del 3% de la masa total de la muestra. Por el contrario, en ciertas regiones continentales, la proporción de vapor de agua es tan débil que es difícil medirla. Es de indicar que cantidades de vapor de agua relativamente pequeñas pueden provocar importantes cambios de tiempo. Esto es debido sobre todo a las variaciones de la concentración del vapor de agua en la troposfera, particularmente en las capas situadas por debajo de los 6 km, que son las que contienen la mayor parte del vapor de agua de la atmósfera. Este vapor de agua contenido en la atmósfera proviene de la superficie terrestre por evaporación del agua de las superficies liquidas y por la transpiración de los vegetales. Después, el vapor pasa al estado líquido o al estado sólido para volver finalmente a la tierra en forma de rocío, cencellada, llovizna, lluvia, nieve o granizo. Por término medio, la concentración de vapor de agua en la atmósfera decrece con la altitud, pero algunas veces sucede que esta distribución se invierte en determinadas capas de la atmósfera (OMM/SAG, 1976). En la atmósfera terrestre el vapor de agua es un gas importante no solo se forman nubes, tanto partículas solidas como liquidas que crecen en tamaño y caen en la superficie en forma de precipitación, sino que también libera grandes cantidades de calor (calor latente) cuando cambia de vapor en agua liquida o hielo. Por otra parte el vapor de agua es un potente gas de efecto invernadero por que absorbe fuertemente una gran cantidad de energía saliente de la superficie terrestre. Por lo tanto el vapor de agua juega un papel importante en el balance de la energía calorífica de la Tierra (Ahrens, 2009). No hay trabajos o estudios suficientes que expliquen detalladamente la estructura de la atmósfera alta sobre el área metropolitana de la ciudad de México por arriba de la capa límite. 1

7 1.1 ANTECEDENTES La atmósfera presenta dos mínimos importantes de vapor de agua, en las altitudes bajas aproximadamente entre los 16 y 18 km a la región que también se le llama la higropausa y otro entre la mesosfera superior y la baja termosfera (Tsou et al., 1988). Se creó una climatología con 109 estaciones en Estados Unidos, con la temperatura de superficie y el nivel de 700 mb, encontrando que las variaciones de la temperatura en invierno en superficie tiene una alta correlación con la temperatura a 700 mb (Klein y Kline, 1984). Al comparar las correlaciones de invierno y verano, de la temperatura en superficie y la temperatura al nivel de 700 mb para una región de Estados Unidos, se encontró que existe una mayor correlación durante el verano que el invierno (Kline y Klein, 1986). En una isla de Hawaii, se obtuvo a partir del campo de espesor entre 1000 mb y 500 mb, una climatología de diez años de las cuñas que se forman en esta región, con datos de una estación de radiosondeo (Otkin y Johnathan, 2004). Collazo, 2002, analizó doce años de datos de radiosondeo (de 1990 al 2001), abarcando todas las estaciones de la República Mexicana, incluyendo todos los niveles obligatorios, para la cual elaboro un sistema de control de calidad y encontró que para las estaciones de Veracruz, D.F y Empalme, Sonora sí muestran cambios en la temperatura ambiente y punto de rocío a lo largo de la troposfera. Para estas estaciones se demostró que utilizando los datos de perfiles verticales por satélite no muestran cambios en la temperatura ambiente y punto de rocío con la altura. Se determinaron las características evaporativas para diferentes áreas de la ciudad de México y su entorno, contando con 16 estaciones urbanas, suburbanas y rurales. Se encontró un crecimiento paralelo entre la evaporación y la isla de calor en la parte central y oeste de la ciudad de México para el periodo de 1967 a 1988 (Jauregui y Luyando, 1998). Para la ciudad de México se llevaron acabo medidas de la concentración de CO 2 en el periodo de 1981 a 1982, obteniéndose que las curvas anuales de CO 2 indicaron una variación estacional con valores mínimos en invierno y con un máximo en primavera, teniendo los valores mínimos de concentración de CO 2 en la estación lluviosa (Mosiño et al., 1988). En la ciudad de México utilizando los datos de los vientos a 700 mb,se elaboró una descripción de los patrones de O 3 y su relación con variables meteorológicas (temperatura ambiente, vientos superficiales y radiación global), con esto fue posible dar una explicación de algunas características del O 3 sobre la ciudad de México (Jauregui, 2001). 2

8 Utilizando los resultados de Alvarado y Fernández (2001), sobre las principales alteraciones climáticas de la atmósfera libre sobre Costa Rica durante los eventos de El Niño, así como aspectos meteorológicos de mesoescala, escala sinóptica y escala planetaria, se explican las causas físicas de los marcados cambios estacionales e interanuales que experimentan los dos regímenes de precipitación de Costa Rica durante los eventos de El Niño. Se encontró que estas anomalías están asociadas con, a) la persistencia durante todo el año de vientos del norte en la troposfera baja y la intensificación (debilitamiento) de los estes en el periodo estival (invernal), lo cual con la orografía refuerzan el efecto Fohen, b) la acentuada disminución de la humedad en la troposfera baja y aumento en niveles medios, c) las mayores valores que presenta la temperatura potencial equivalente y la mayor altura de la capa con inestabilidad convectiva, lo cual denota un mayor potencial para convección profunda. Se realizó una investigación de la atmósfera libre sobre la región central de Venezuela, utilizando los datos de radiosondeo de la estación de Maracay, para el periodo de Enero de 1980 a diciembre de Se encontró que hay una variación estacional, en superficie los valores mínimos de temperatura, humedad relativa y razón de mezcla ocurren en la época seca y los máximos valores en la época lluviosa, los valores mínimos del espesor entre niveles geopotenciales ocurren en la época lluviosa y los valores máximos cuando se observan las temperaturas más altas en estos niveles, en la estación lluviosa se encuentra una atmósfera inestable en capas bajas y en las capas altas una atmósfera neutra, mientras que para la estación seca se observa una atmósfera neutra en superficie y condiciones inestables en las capas altas (Fernández, 1999). Se elaboró una estructura vertical de la atmósfera durante los eventos de la precipitación congelada, por medio de 972 radiosondas tomadas durante la precipitación congelada. Los sondeos fueron lanzados en la región este de los Estados Unidos de las montañas Rocallosas para el periodo de 1970 a En resumen estadístico los sondeos de cada patrón climático y de el conjunto de datos se presentaron por, a) la profundidad y la temperatura mínima de la capa fría de la superficie, b) la profundidad y la temperatura máxima de las capas altas cálidas, c) características de estabilidad del aire sobre la inversión (Kunkel, 2001). En Carrizal, Venezuela, se tomaron 300 radiosondeos, en el mes de Junio de 1972, para clasificar a las áreas de precipitación en cuatro regímenes que presenta la transición de día seco ha altamente perturbado. Se obtuvo la estructura termodinámica para cada uno de los cuatro regímenes y las implicaciones para la parametrización convectiva, así como el problema con la predicción se discuten en términos de la energía potencial disponible para la convección de parcelas para diferentes tipos de arrastre (Betts, 1974). A partir de una serie de datos aerológicos de 1972 a 1989, se obtuvo una climatología de la atmósfera libre de Costa Rica. Las características dinámicas y termodinámicas analizadas son producto de mediciones obtenidas directamente de radiosondeos, presión, temperatura, 3

9 razón de mezcla, viento y el cálculo de otras variables como geopotencial, temperatura potencial (estabilidad hidrostática) y humedad relativa (Alvarado, 2001). Con la ayuda de 21 estaciones automáticas durante un año se produjo la climatología sinóptica para el oeste de Estados Unidos por medio de radiosondeos de 1979 a Esta climatología se desarrolló usando las variables de Temperatura ambiente, Temperatura de punto de rocío, geopotencial, y los componentes del viento este a oeste y norte a sur, en los niveles de 800, 700, 500 y 250 mb. Se obtuvo que las condiciones del clima son homogéneas en 13 días que fueron comparados durante el año, estas situaciones sinópticas demuestran la variabilidad interanual y estacional y representan características observadas en la circulación general de la atmósfera (Davis y Walker, 1992). Se utilizaron 50 estaciones sobre todo el mundo, para estudiar el comportamiento y climatología global de la doble tropopausa basado en los perfiles de la temperatura de los radiosondeos, obtenidos del Centro Nacional de Datos Climáticos (NCDC), con un periodo de 1970 al Se encontró que la tropopausa tropical la cual es la extensión de ésta a latitudes altas, debido al corte de la tropopausa térmica cerca del jet subtropical y la variación estacional en latitudes medias del hemisferio norte es más marcada de 50 a 70 % en los perfiles durante el invierno y existe una pequeña variación del 10 % durante el verano (Randel et al., 2007). Según Ramírez (1990), realizó y examinó aspectos de la climatología del aire superior para poder ver la importancia de obtener una atmósfera estándar para la República Mexicana y la comparación con las atmósferas estándar NACA, ICAO e ICAN, por medio de las series de datos de radiosondeos con la cual cuenta el Servicio Meteorológico Nacional, las cuales son once estaciones para un periodo de 1964 a 1975 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para los niveles obligatorios de 850, 700, 500 y 200 mb. Utilizando la Burroughs 7800 de la UNAM, para obtener los promedios mensuales y anuales de temperatura, humedad relativa y el viento, así mismo se determinaron posibles tendencias de variación en la temperatura; con lo cual se obtuvo que los valores máximos se desplazan de los meses de primavera a los de otoño conforme aumenta la altura, mientras que los valores mínimos de la temperatura tienden a permanecer en los meses de invierno. El Distrito Federal presenta rangos de temperatura media mensual en superficie menores a los 8.5ºC, en la troposfera media el rango desciende y se incrementa el rango en la troposfera alta. El comportamiento del gradiente vertical de temperatura no es uniforme en la troposfera, de 1000 mb a 650 mb el gradiente fue de 5.8ºC/km a 7.6ºC/km, la amplitud crece hacia valores más altos en los niveles intermedios y el máximo absoluto es de 8.2ºC/km en los 300 mb. En los niveles donde se encuentra un gradiente vertical alto muestra las capas de mayor inestabilidad. La humedad relativa aumenta en la superficie (niveles bajos) y desciende gradualmente hasta presentar una atmósfera seca a partir del nivel de 250 mb, el mayor porcentaje está en superficie y los meses de lluvia. Con este estudio se confirmó la necesidad de contar con 4

10 una atmósfera estándar regional para la República Mexicana que se base en observaciones locales y no en extrapolar de las de uso internacional (Ramírez, 1990). Se realizó un estudio sobre los efectos de la urbanización en el clima del Valle de México analizando de forma específica en qué medida dicho proceso ha afectado su ciclo hidrológico, mediante el uso de datos de alta resolución espacial y temporal, tomados de la base de datos CLICOM en dos periodos de 30 años ( ) y ( ). Con este estudio se confirmó que los cambios en la temperatura, precipitación y las circulaciones atmosféricas en superficie están relacionadas con cambios en el uso del suelo. Además con el aumento de la temperatura en la capa limite y de la humedad disponible, la intensidad de las tormentas es cada vez mayor, así mismo el aumento en intensidad y frecuencia de las tormentas ha resultado en más eventos de inundaciones principalmente en el verano (Aquino, 2012). Davydova y Skiba, 1998, analizaron cinco años de datos de radiosondeo (1992 y 1996), contando con 13 estaciones de la República Mexicana, tomando en cuenta los niveles de 1000, 850, 700 y 500 mb, para lo cual se utilizaron métodos estadísticos como modelación matemática que se usaron para estudiar la distribución y evolución de las características climáticas en el campo de la humedad sobre México, así mismo el análisis estadístico provee estimaciones locales de la humedad basadas en la aplicación del método de kriging y la interpolación de Shepard. Obteniendo que el modelo es balanceado, es decir, cualquiera de sus soluciones es estable y única con respecto a perturbaciones en los datos iníciales y condiciones de frontera. 1.2 JUSTIFICACIÓN E IMPORTANCIA DEL ESTUDIO El objetivo principal de este trabajo es estudiar el comportamiento climatológico del campo de variables climáticas sobre el Distrito Federal, México y su evolución en el tiempo. El propósito fundamental es explicar la estructura observada en términos del conocimiento general de la atmósfera. Como el periodo que cubren los datos (15 años) es menor al periodo típico con el que se ha venido trabajando la climatología en superficie (30 años) se dice que este enfoque corresponde al de una climatología dependiente del tiempo (Hulme y New, 1997). Otros trabajos similares han sido publicados en la década pasada (Davydova y Skiba, 1998). Sin embargo sus contribuciones corresponden a otro nivel teórico y dedicaron sus esfuerzos a la modelación matemática de la distribución y transporte del vapor de agua, sobre México. El aporte de estas investigaciones incide sobre la variabilidad espacial del clima. En el caso de esta tesis se pretende ganar un conocimiento básico sobre un punto perfectamente definido (el Distrito Federal) de la tropósfera. 5

11 Así mismo este trabajo pudiera servir como referencia alternativa en otras ramas de la meteorología aplicada como por ejemplo: la meteorología aeronáutica y el pronóstico del tiempo. Sin que esto quiera decir que los resultados del trabajo sean un instrumento automáticamente validado para la navegación aeronáutica y pronostico del tiempo. 1.3 HIPÓTESIS Los patrones climáticos de la marcha anual en altura, de las diferentes variables meteorológicas de humedad como: temperatura punto de rocío (Td), humedad relativa (Hr), razón de mezcla (W), así como temperatura ambiente (T), temperatura potencial (θ), altura geopotencial y la energía potencial convectiva disponible (CAPE por sus siglas en inglés), sobre el D.F., muestran una baja dispersión estadística, conforme lo predice la ley de distribución. 1.4 OBJETIVO GENERAL El principal objetivo de esta investigación es contar con una climatología de altura que permita estudiar el comportamiento de las variables meteorológicas básicas sobre la región central de la República Mexicana, a partir de un banco de datos de radiosondeo. Específicamente, se propone una climatología de variables de humedad para la troposfera alta sobre el D.F. Esta climatología de variables aerológicas es fundamental para estudiar anomalías del clima en superficie y se encuentra en la línea de análisis climático que se ha venido produciendo en otras regiones del mundo (Davis y Walker, 1992, op. cit). 1.5 OBJETIVOS ESPECIFICOS: Crear una climatología de altura para un periodo de 15 años de la atmósfera libre sobre el D.F., y contribuir a un mejor entendimiento de las variables meteorológicas de humedad, así como de temperatura ambiente (T), temperatura potencial (θ), altura geopotencial y energía potencial convectiva disponible (CAPE por sus siglas en inglés). 6

12 2 ZONA DE ESTUDIO El Distrito Federal se encuentra localizado en el centro de la República Mexicana, y limita al norte, este y oeste con el estado de México y al sur con el estado de Morelos (Figura 1). Su área es de 1547 km². Representando el 0.1 % de la superficie del país. Es la entidad mas pequeña de la República Mexicana, tiene aproximadamente 8, 605, 239 habitantes. Sus coordenadas geográficas son norte 19º 36, al sur 19º 03 de latitud Norte; al Este 98 57', al oeste 99 22' de longitud oeste y con una altitud promedio de 2231 msnm 1. El clima de la ciudad de México es tropical (por su régimen de lluvias), es templado en su posición centro y sur (templado subhúmedo) y seco de tipo estepa en la parte norte y oriente (clima semiárido), de acuerdo con la clasificación climática universal de Köppen adaptado para las condiciones particulares de la República Mexicana (García, 1973). La posición que ocupa dentro de las clasificaciones climáticas es de tipo tropical, pero dada la altitud su clima se modifica de tipo de montaña (Hernández, 2009). Una de las características del clima de montaña del Valle de México, con datos del Cerro Catedral: en verano es cuando se presenta la mayor parte de la precipitación y la cual a su vez esta gobernada por efectos orográficos y relacionados con los ciclos diurnos del viento (Hernández, 2009). Al Distrito Federal y la Zona Metropolitana las cruzan la Sierra Madre Oriental; se ubica en la llamada Cuenca de México y así mismo tiene varias formaciones de relieve; además de dos grandes volcanes cercanos: el Popocatépetl y el Iztlaccihuatl /04/

13 Figura 1. Ubicación geográfica del Distrito Federal en la República Mexicana 8

14 3 DATOS Y METODOLOGÍA 3.1 DATOS Para realizar este estudio se obtuvo información de los radiosondeos de la página Wyoming Weather 3, con la cual se creó una base de datos de 1993 al 2007, tomando en cuenta las variables de temperatura ambiente (T), punto de rocío (Td), humedad relativa (HR), razón de mezcla (W), temperatura potencial (θ), altura geopotencial (z) y la energía potencial convectiva disponible (CAPE por sus siglas en inglés) para los niveles de superficie, 500 mb, 250 mb, y 100 mb, para las 00z. Estos niveles se escogieron tomando como base su nivel de representatividad para condiciones sinópticas medias (Davis y Walker, 1992, op.cit) y condiciones de estratificación recurrentes en la circulación de valles y altiplanos continentales (Dayan, 1986; Rauber et al., 2001). Para poder comprender más el comportamiento de las variables y su estudio, son definidas a continuación: Temperatura ambiente (T): es la temperatura que se puede medir con un termómetro ( C) y que se toma del ambiente actual (Hernández, 2010). Temperatura de punto de rocío (Td): es la temperatura ( C) a la cual se debe enfriar el aire pero a una presión de vapor constante (Hernández, 2010). Razón de mezcla (w): es la masa de vapor de agua (Mv) dividida entre la masa del aire seco (Md). Se encuentra expresada en gramos de vapor de agua por kilogramos de aire seco (g/kg) (Hernández, 2010). W=Mv/Md Razón de mezcla de saturación (Ws): es la masa del vapor de agua (Mv) con respecto a la masa de aire seco (Md) en una parcela de aire saturada. Se expresa en gramos de vapor de agua por kilogramo de aire seco (g/kg) (Hernández. 2010). Ws=Mv/Md Humedad relativa (HR): es la razón (%) de la cantidad de vapor de agua para un volumen dado de aire, entre esa misma cantidad de volumen de aire pero saturado. La humedad relativa puede ser obtenida de la razón de mezcla (W) y la razón de mezcla de saturación (Ws) por la ecuación siguiente (Hernández. 2010): 3 weather.uwyo.edu 13/07/2009 9

15 Geopotencial (Φ): es el trabajo que realiza una unidad de masa dese la superficie hasta una altura (z) y se define como: Φ = Desde el punto de vista dinámico y para los fines de análisis meteorológico, el geopotencial es una mejor medida de la altura del aire que la altura geométrica y ello es así porque cuando el aire se desplaza sobre una misma superficie geométrica generalmente pierde o gana energía, mientras que esto no sucede cuando los desplazamientos tienen lugar sobre una superficie equipotencial. Con fines más prácticos en meteorología se define la altura geopotencial (Z) como el geopotencial entre la gravedad: Z = = Si Φ = gz, entonces la altura geopotencial queda como: Z = En la tropósfera la altura geopotencial es casi idéntica a la altura geométrica, puesto que casi no cambia la gravedad. A nivel del mar la altura geopotencial es idéntica que la altura geométrica (Holton, 2004). 3.2 METODOLOGÍA Los datos se promediaron estacionalmente para verano (mayo-septiembre) e invierno (noviembre-marzo) en el periodo de 1993 al 2007 para verano y 1992 al 2006 para invierno. Se utilizaron como meses de transición los meses de mayo y septiembre para verano y noviembre y marzo para invierno debido a que no tienen características bien definidas de las estaciones, no se emplearon los meses de abril y octubre para el análisis estacional debido a que no cuentan con características de las estaciones de verano e invierno, pero se tomaron en cuenta en el análisis de las media mensual, fue una consideración que se tomó para este trabajo., los promedios estacionales han sido recomendados en fuentes bibliográficas (Malone, 1956; Dayan 1979, op.cit). También se crearon gráficas de los cortes verticales de valores medios y tendencias para hacer el análisis mensual y estacional de verano e invierno comprendido en el periodo de 1993 al 2007 para los niveles de superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb. Las variables que se analizaron son: temperatura ambiente, temperatura de punto de rocío, razón de mezcla, humedad relativa, temperatura potencial. Se usó el programa Statistica 9ª edición, con el cual se obtuvieron los parámetros de estadística básica, desviación estandar y también la regresión lineal por medio de mínimos cuadrados y análisis de la tendencia de cada serie. 10

16 También se hizo un segundo análisis donde se calcularon las medias mensuales ( ) de temperatura ambiente, temperatura de punto de rocío, temperatura potencial, razón de mezcla, razón de mezcla de saturación, humedad relativa, energía potencial convectiva disponible y altura geopotencial para los niveles de superficie, 500 mb, 250 mb, y 100 mb. Cuando es posible especificar la distribución que sigue la variable, las pruebas paramétricas deben ser utilizadas, en caso contrario las pruebas no paramétricas son de hecho menos rigurosas que las paramétricas pero mucho más sencillas de realizar, un ejemplo de estas pruebas es la Prueba de Helmert, por medio de esta prueba estadística que se aplica a los datos de la serie cuya homogeneidad se investiga. Con fines prácticos se puede decir que cualquier serie climatológica, presenta como alternativas a la homogeneidad, los cambios bruscos (saltos) de su valor medio, la tendencia o alguna forma de oscilación. Para profundizar y reforzar el análisis de las 43 series tanto el análisis estacional como mensual, se evaluó la consistencia y homogeneidad de las series y se empleó para ello la Prueba de Helmert (Campo, 1998). Esta prueba de Helmert, entre otras más que existen, es usada para investigar la homogeneidad de la serie, es decir ver si cada serie estudiada en este trabajo es homogénea o si presenta tendencia u oscilación. La homogeneidad de las series se pueden alterar por cambios de instalación, pero para el caso de los radiosondeos no pasa así, por lo que si las series analizadas no fueron todas homogéneas (pues se encontraron casos de tendencias y oscilaciones), entonces se deben a cambios seguramente, propios de las variables meteorológicas analizadas como la razón de mezcla, temperatura potencial, temperatura ambiente, etc. Esta es una prueba simple con el fin de caracterizar estadísticamente las series, no es la mejor ni la única, es simplemente para dar una descripción estadística del comportamiento de las series analizadas. Para esta prueba se halló la serie de desviaciones respecto de la media, D i =x i -x (D i =desviación, x i =ordenada según el tiempo, x=media de la serie de datos) ordenada según el tiempo, y se dice que hay permanencia al pasar de un término al siguiente si ambos son del mismo signo, y que hay cambio si son de distinto signo; se conto el número p de permanencias y c de cambios. a) Resulta que, si hay aleatoriedad, el número de permanencias se parece al número de cambios, según la ecuación: 11

17 Dónde: p = número de permanencia. c = número de cambios. N = número de datos (puntos). α = cambio o permanencia del signo de la variable. Si A B es aleatoria la serie, por que el número de permanencias se parece mucho al número de cambios (p c). b) Si el número de permanencias p es mucho mayor que el cambio c (p>c), significa que en la serie hay una tendencia, entonces en la ecuación (1), A>B. c) Si el número de permanencias p es mucho menor que el número de cambio c (p<c), de tal forma que A>B pero, por que c es más grande que p y como se toma el valor absolutos por eso queda A>B, en este caso la serie se considera que tiene oscilación. Con este método se analizó que tan consistente y homogénea se comportan las series, así mismo si hay tendencia, oscilación o si no hay cambios (Wright, 1989). En seguida se mostrará un ejemplo de la prueba de Helmert para la variable de temperatura ambiente en verano de 1993 al 2007 para las 00z en donde los tipos de cambios van a ser aleatorio (A), oscilación (O) y tendencia (T). Ejemplo 1: 1.- Primero se contó el número de datos que tiene nuestra serie, en seguida se halló la serie de desviaciones con respecto de la media (d i ), después se identifican las permanencias y los cambios, se debe contar el número de permanencias y cambios que hay en la serie (Apéndice D), por último se aplicó la ecuación (1) tomando en cuenta los tres posibles casos anteriores. Para este caso se considera la serie como aleatoria debido a lo siguiente: P=38, c=37; p c (p difiere poco de c), N=75 12

18 Sustituyendo en la ecuación (1):, p-c = A ; = A =B, B= Por lo tanto: 1 8.6, se comporta como aleatoria. Ejemplo 2: 2.-Siguiendo el procedimiento anterior para la serie (Apéndice E),se considera que hay una tendencia por lo siguiente: P=43, c=32; p>c (p es mayor que c), N=75 Sustituyendo en la ecuación (1):, p-c = A ; = A =B, B= Por lo tanto: , se comporta como una tendencia Ejemplo3: 3.-Y por último para la siguiente serie (Apéndice F), se considera que tiene una oscilación por lo siguiente: P=33, c=42; p<c (p es menor que c), N=75 Sustituyendo en la ecuación (1):, p-c = A ; = A =B, B= Por lo tanto: 9 8.6, se comporta como una oscilación. 13

19 4 RESULTADOS 4.1 ANÁLISIS MENSUAL A continuación se describen los resultados de las gráficas y el análisis mensual (enerodiciembre) TEMPERATURA AMBIENTE Los datos de temperatura mensual promedio indican los valores máximos en los meses de abril y mayo, los valores mínimos se presentan en diciembre y enero en la tropósfera baja y media; en los niveles altos los valores máximos se obtienen en junio y julio (gráfica 4.1). Por medio de la prueba de Helmert se encontró que la temperatura ambiente se comporta en superficie como tendencia, en 500 mb, 250 mb y 100 mb se comporta de forma aleatoria (APENDICE A). En resumen se observa que los valores máximos de temperatura se encuentran en los meses de primavera, mientras que los valores mínimos de la temperatura media permanecen en los meses de invierno; así mismo la distribución que sigue la variable es homogénea en niveles bajos, esto quiere decir que no sufre tantos cambios en su variabilidad como en los niveles medios y altos, por lo cual es más estable en superficie. 14

20 40 20 TEMPERATURA AMBIENTE (ºC) sup -100 ENERO MARZO FEBRERO ABRIL MAYO JUNIO JULIO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE AGOSTO OCTUBRE DICIEMBRE 500 mb 250 mb 100 mb Gráfica 4.1 Promedio mensual de la temperatura ambiente de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para los cuatro niveles superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb TEMPERATURA DE PUNTO DE ROCÍO Para la temperatura de punto de rocío los niveles de 250 mb y 100 mb no se analizaron, debido a que en esa altitud ya no hay registros de datos de humedad por el instrumento, ya que sólo mide hasta ~300 mb. Por otra parte se puede observar que sus valores máximos se dan en agosto y septiembre, mientras que los valores mínimos se presentan en los meses de invierno (superficie y 500 mb) (gráfica 4.2). Se obtuvo que la distribución de la variable se comporta como tendencia en superficie y aleatoria en 500 mb; dando una distribución homogénea en superficie, esto quiere decir que no sufre tantos cambios en su variabilidad como en los niveles medios, por lo cual la variable se comporta más estable en superficie, garantizando que las variaciones contenidas corresponden sólo a procesos climáticos/meteorológicos y no a otros factores (APENDICE A). 15

21 15 TEMPERATURA DE PUNTO DE ROCÍO (ºC) ENERO MARZO FEBRERO ABRIL MAYO JUNIO JULIO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE AGOSTO OCTUBRE DICIEMBRE SUP 500 mb Gráfica 4.2 Promedio mensual de la temperatura de punto de rocío de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para los dos niveles superficie y 500 mb HUMEDAD RELATIVA La humedad relativa en superficie es menor que en 500 mb durante el año excepto en los meses de enero, noviembre y diciembre. Este comportamiento de la humedad relativa es debido por un lado, a un aporte de humedad mayor en altura, debido seguramente a los vientos alisios que en verano son más constantes y menos en invierno los cuales llevan humedad al altiplano; por otra parte no se debe perder de vista la propia definición de humedad relativa, ya que la humedad relativa tiende a aumentar donde la temperatura es baja y es esto justamente lo que ocurre en 500 mb y la humedad relativa tiende a disminuir donde la temperatura es alta lo que sucede en superficie, pues a mayor temperatura el aire tiene menor capacidad de retener vapor y viceversa; en 500 mb la humedad relativa presenta un máximo aproximadamente de 75.7 % en agosto, mientras que el máximo en superficie es de 56.4 % en septiembre, se observa que hay mayor cantidad de humedad en las estaciones de primavera y verano, mientras que la humedad relativa presenta sus valores más bajos en los meses invernales (gráfica 4.3). La humedad relativa se comporta como una oscilación en superficie y en 500 mb como aleatoria, esto quiere decir que la distribución que sigue la variable sufre de cambios pero de forma progresiva, en conclusión no es homogénea (APENDICE A). 16

22 80 70 HUMEDAD RELATIVA (%) ENERO FEBRERO MARZO ABRIL MAYO JUNIO JULIO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE AGOSTO OCTUBRE DICIEMBRE SUP 500 mb Gráfica 4.3 Promedio mensual de la humedad relativa de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para superficie y 500 mb RAZÓN DE MEZCLA El promedio mensual de la razón de mezcla tiene sus valores máximos en agosto y septiembre, mientras que los valores mínimos se presentan en los meses de invierno y marzo (superficie y 500 mb) (gráfica 4.4). Los valores máximos de alrededor de 10 g/kg se obtienen en los meses de julio, agosto y septiembre que es la época de lluvias más abundante, es decir el aporte lo hace el flujo de vapor de agua que llega del Océano Atlántico y del Pacifico debido a los sistemas de verano que dejan fuertes precipitaciones en el Altiplano (afluencia de humedad y remanentes de sistemas ciclónicos) y mientras que se observan valores bajos para el invierno en promedio de 6 g/kg, en estos meses ya no hay entrada de humedad al Altiplano por los sistemas de verano de las regiones costeras, lo que se refleja en una disminución del vapor de agua tanto en superficie como en altura (500 mb). Se obtuvo que la distribución de la variable se comporta como aleatoria en superficie y en 500 mb (APENDICE A), dando esto como resultado cambios en su distribución pero de manera no sistemática. Una observación importante comparando los valores máximos de la temperatura de punto de rocío, humedad relativa y razón de mezcla es que sus valores máximos se presentan en agosto y septiembre siendo los meses más húmedos y los valores mínimos en los meses de invierno siendo los más secos; además si comparamos los valores mínimos y máximos de 17

23 temperatura de punto de rocío con los de humedad relativa, se podría concluir que los valores de temperatura de punto de rocío bajos reflejan aire muy seco o valores menores de humedad relativa, y valores elevados implican aire con mayor humedad relativa. Gráfica 4.4 Promedio mensual de la razón de mezcla de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para superficie y 500 mb TEMPERATURA POTENCIAL La variación en los niveles de superficie y 250 mb es relativamente mínima manteniéndose casi constantes, mientras que en 500 mb y 100 mb hay una mayor variabilidad; en 500 mb se presentan dos máximos en agosto y noviembre y en 100 mb teniendo un máximo en julio y dos mínimos en junio y octubre (gráfica 4.5). La temperatura potencial seguramente se comporta así, porque depende de la temperatura ambiente. Estos cambios de la temperatura potencial en los niveles altos (500 mb y 100 mb), se deben posiblemente a que en agosto y noviembre en 500 mb hubo una pequeña inversión de temperatura, lo mismo ocurrido en 100 mb. Los meses de invierno mantienen una atmósfera estable en superficie y neutra en niveles medios y altos (meses secos), mientras que en los meses de julio a septiembre en los niveles de superficie, medios y altos es relativamente inestable (meses lluviosos). La temperatura potencial en la superficie se comporta como una oscilación, para 500 mb como tendencia, en 250 mb y 100 mb de forma aleatoria (APENDICE A), dando como resultado la distribución de la variable como homogénea en niveles medios y no homogénea en niveles bajos y altos de la atmósfera por tener cambios en su variabilidad. La tendencia homogénea, quiere decir que las variaciones que se observan en estas series son debido a una conjunción, seguramente, de diferentes procesos meteorológicos y climáticos propios del lugar y no a otros factores. 18

24 TEMPERATURA POTENCIAL (K) SUP 300 ENERO FEBRERO MARZO ABRIL MAYO JUNIO JULIO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE AGOSTO OCTUBRE DICIEMBRE 500 mb 250 mb 100 mb Gráfica 4.5 Promedio mensual de la temperatura potencial de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb ALTURA GEOPOTENCIAL La altura geopotencial se mantiene relativamente constante en superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb durante todo el año. Nótese que la altura geopotencial es más baja en enero (estación invernal) que en cualquier otro periodo del año, mientras que los valores más altos se producen en el periodo estival (gráfica 4.6). Esto significa que en los meses invernales se tiene una atmósfera comprimida debido a que el aire es más denso por la disminución de las temperaturas, mientras que en el periodo estival es lo contrario. 19

25 METROS GEOPOTENCIALES(mgp) sup 0 ENERO FEBRERO MARZO ABRIL MAYO JUNIO JULIO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE AGOSTO OCTUBRE DICIEMBRE 500mb 250mb 100mb Gráfica 4.6 Promedio mensual de la altura geopotencial de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local), para superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb ENERGÍA POTENCIAL CONVECTIVA DISPONIBLE (CAPE) La energía potencial convectiva disponible (CAPE por sus siglas en inglés) se define como la cantidad de energía disponible para acelerar hacia arriba una parcela de aire. El CAPE está directamente relacionado con la máxima velocidad vertical potencial dentro de una región de corrientes ascendentes; así, cuanto más altos son sus valores, mayor es el potencial para que se desarrolle tiempo severo. En un diagrama oblicuo T-log p (figura 2), la CAPE es el área encerrada por dos curvas que delimitan la temperatura de la parcela y su entorno. La cantidad de CAPE de una parcela que se levanta hasta una altura z por arriba del nivel de libre convección (NCL) hasta el nivel de equilibrio (NE), esta área, que se muestra en anaranjado en el diagrama, indica el valor de energía disponible para el ascenso conforme la parcela acelera hacia mayor altura. La CAPE se expresa en julios por kilogramo (J/kg) (Curry y Webster, 1999). 20

26 Figura 2. Representación de CAPE en un diagrama oblicuo T-log p y modelo conceptual del correspondiente cumulonimbo maduro 4. Para obtener los valores indicativos del potencial convectivo se utiliza la siguiente tabla: Valor de CAPE Potencial Convectivo 0 Estable Marginalmente inestable Moderadamente inestable Muy inestable 3500 o más Extremadamente inestable Tabla 4.1 valores indicativos del potencial convectivo. Los valores observados en ambientes tormentosos a menudo superan los 1000 J/kg y en casos extremos pueden superar los 5000 J/kg. Sin embargo, como con otros índices o indicadores no hay valores umbral a partir de los cuales el desarrollo de tiempo severo sea inminente

27 CAPE (J/kg) ENERO FEBRERO MARZO ABRIL MAYO JUNIO JULIO AGOSTO SEPTIEMBRE NOVIEMBRE OCTUBRE DICIEMBRE Gráfica 4.7 Promedio mensual de CAPE (J/kg) de 1993 al 2007 para las 00:00z (6 PM, tiempo local). En la gráfica 4.7 se pueden apreciar tres máximos en marzo de J/kg, en agosto de J/kg y noviembre de J/kg, teniendo también dos mínimos en enero de 5.2 J/kg y diciembre de 9.8 J/kg, su distribución durante el año es relativamente variable. Los valores de CAPE van del orden de 5.2 hasta J/kg, esto significa que el potencial convectivo de enero a diciembre es marginalmente inestable como lo indica la tabla 4.1, ya que los valores nunca rebasan los 1000 J/kg. En resumen hay poca energía potencial convectiva disponible, pero es significativa ya que esta energía producirá un empuje hidrostático en la atmósfera, esto quiere decir que se producirán nubes de crecimiento vertical, en los meses donde se dieron los valores máximos (marzo, agosto y noviembre) tendrá un mayor potencial convectivo un número mayor de nubes de crecimiento vertical, mientras que en los meses de valores mínimos (enero y diciembre) tendrá un potencial más bajo para el crecimiento de nubes en la vertical. Los valores máximos están dentro de un rango de 0 a 1000 para CAPE, no se consideran muy significativos, seguramente se dan estos máximos ya que como se sabe CAPE puede aumentar por un incremento de la humedad en niveles bajos, un aumento de temperatura en niveles bajos y por un descenso de temperatura de la troposfera media o alta, así mismo sabiendo que el mes de marzo es de los meses donde aumenta la temperatura pudiendo ser el motivo de que se dispare un máximo en dicho mes y en noviembre podría ser al aumento de humedad junto con el descenso de la temperatura media y alta de la troposfera, ya que en este mes finaliza la temporada ciclónica pero aun se presentan algunos sistemas tropicales los cuales afectan al país e interactúan con algunos sistemas invernales, dando estos máximos en noviembre. 22

28 4.2 DESCRIPCIÓN DE GRÁFICAS EN VERANO A continuación se describen las gráficas del promedio estacional en verano (mayoseptiembre) para las variables de temperatura ambiente, temperatura de punto de rocío, razón de mezcla, humedad relativa y temperatura potencial, así mismo se aplicó la prueba de Helmert para obtener la homogeneidad de la distribución que siguen dichas variables en el periodo de para las 00:00z TEMPERATURA AMBIENTE La oscilación de la temperatura ambiente en superficie varía entre 0.5 C a 4 C aproximadamente en los últimos catorce años, teniendo una temperatura máxima de 23.8 C en 1998 y una temperatura mínima de 20.1 C en el 2004, con una tendencia descendente de C por año y una media de 21.4 C. En 500 mb tiene una oscilación de -0.2 C a -1.2 C aproximadamente, teniendo un máximo de -5.5 C en 1995 y una temperatura mínima de -6.7 C en el 2000, con una tendencia ascendente de C por año y una media de -6.3 C. Para 250 mb es muy contrastante, que va aproximadamente de -0.2 C a -1.6 C, con una temperatura máxima de C en 1995, observándose una temperatura mínima de C en 1999 y Se puede observar en 100 mb una oscilación bastante marcada en la distribución de la temperatura ambiente que va aproximadamente de -0.2 C a -4.5 C, teniendo una temperatura máxima de C en 1998, así como una temperatura mínima de C en 1995, además de una tendencia descendente de C por año y una media de-76.1 C. La distribución de la variable se comporta como Homogénea (tendencia) en superficie y en los niveles medios y altos como aleatoria, esto quiere decir que la distribución de la temperatura ambiente no varía drásticamente en superficie. (APENDICE B)(gráficas ) TEMPERATURA DE PUNTO DE ROCÍO En superficie la oscilación anual es muy variable en todo el periodo, teniendo una máximo de 10.1 C en el 2007, observándose también un mínimo 7.1 C en 1998, con una tendencia ascendente de 0.08 C por año y una media de 8.5 C, para el nivel de 500 mb se observó un máximo de C en el 2007, con un mínimo de C en el Teniendo una tendencia descendente de C por año y una media de C. Por medio de la prueba de Helmert se encontró que la distribución que sigue la serie es aleatoria, dando como resultado que esta variable se comporta de forma inconsistente en la atmósfera (APENDICE B) (gráfica 4.20 y 4.21). 23

29 4.2.3 HUMEDAD RELATIVA La humedad relativa en superficie es muy variable presentándose aproximadamente de 2 % a 14 %, alcanzando un máximo de 57.2 % en 2007 y un mínimo de 41.6 % en 1998, teniendo una tendencia ascendente de 0.46 % por año y una media de 48.5 %. En 500 mb varia aproximadamente del orden del 1 % hasta el 10 %, con un máximo de 80.2 % en el 2007 y teniendo un mínimo de 67.3 % en el 2004, la tendencia es descendente de % por año y una media de 71.8 %. La serie se comporta en forma homogénea en los niveles medios de la atmósfera, siendo más consistente su distribución que en los niveles bajos (APENDICE B) (gráfica 4.22 y 4.23) RAZÓN DE MEZCLA La oscilación en superficie de la razón de mezcla es muy variable, presentándose de 0.1 g/kg a 1.5 g/kg, observándose un máximo de 10.4 g/kg en el 2007; también se puede ver claramente un mínimo de 8.8 g/kg en el 2002 con una tendencia ascendente de 0.01 g/kg por año y una media de 9.5 g/kg. En 500 mb se presenta una oscilación que va de 0.2 g/kg al 1.6 g/kg, con un máximo de 3.8 g/kg en el 2000 y un mínimo de 3.2 g/kg en 1994 y Teniendo una tendencia ascendente de g/kg por año y una media de 3.6 g/kg. La distribución que sigue la variable es homogénea en niveles medios ya que no sufre tantos cambios siendo estable, mientras que en superficie no lo es (APENDICE B), (gráfica 4.24 y 4.25) TEMPERATURA POTENCIAL La temperatura potencial en superficie es muy variable aproximadamente de 0.5 K a 5 K, teniendo una temperatura potencial máxima de K en 1998, observándose también una temperatura mínima de K en Presentando una tendencia descendente de K por año y una media de K. La oscilación de la temperatura potencial en 500 mb no varía mucho aproximadamente de 2 K, se puede observar una temperatura potencial máxima de 327 K en el 2001 y una mínima de 325 K en Teniendo una tendencia ascendente de K por año y una media de K. En 250 mb es muy marcada aproximadamente de 0.2 K hasta 2 K, teniendo una temperatura potencial máxima de K en 1995, se puede observar también una temperatura potencial mínima de K en 1994, 1999 y Presentándose una tendencia descendente de K por año y una media de K. La oscilación de la temperatura potencial en 100 mb es muy contrastante aproximadamente de 0.5 K a 6 K, se puede ver una temperatura potencial máxima de K en 1998, también se encuentra una temperatura mínima de K en Teniendo una tendencia descendente de K por año y una media de K. La distribución de la variable se comporta homogénea o consistente en 500 mb, esto significa que no sufre de tantos cambios en su variabilidad, pero en superficie y en niveles altos es inestable donde sus valores varían al azar (APENDICE B), (gráfica 4.26 y 4.29). 24

30 4.3 DESCRIPCIÓN DE GRÁFICAS EN INVIERNO A continuación se describen las gráficas del promedio estacional en invierno (noviembremarzo) para las variables de temperatura ambiente, temperatura de punto de rocío, razón de mezcla, humedad relativa y temperatura potencial, así mismo se aplicó la prueba de Helmert para obtener la distribución de la homogeneidad que siguen dichas variables en el periodo de para las 00:00z, en los niveles de superficie, 500 mb, 250 mb y 100 mb TEMPERATURA AMBIENTE La oscilación de la temperatura ambiente en superficie es muy variable que va aproximadamente de 0.2 C a 2 C, se presenta una temperatura máxima de 22.1 C en 1993, se puede observar también una temperatura mínima de 20.3 C en el 2003 y una tendencia descendente de 0.03 C por año, con una media de 21.2 C. En 500 mb es aproximadamente de -0.5 C a -2 C su oscilación, se encuentra una temperatura máxima de -6.7 C en 1993 y una temperatura mínima de -9 C en 1996 con una tendencia descendente de C por año y una media de -8.1 C. En 250 mb es muy marcada aproximadamente de -0.5 C a -6 C, con una temperatura máxima de C en 1997 y una mínima de C en 1999, teniendo una tendencia ascendente de C por año y una media de C. La oscilación de la temperatura ambiente en 100 mb es muy variable aproximadamente -2 C, con una temperatura máxima de C en 1999 y una temperatura mínima de C en 1997, además de una tendencia ascendente de C por año y una media de C. En niveles bajos, medios y altos la distribución de la variable se comporto como homogénea, dando como resultado que en invierno tenemos una temperatura ambiente más estable ó consistente en la atmósfera (APENDICE C), (gráfica ) TEMPERATURA DE PUNTO DE ROCÍO La temperatura de punto de rocío oscila en superficie de aproximadamente de 0.5 C a 6 C, teniendo un máximo de 5.4 C en 1993; también se puede observar un mínimo de -0.5 C en 1999, con una tendencia descendente de C por año y una media de 2.1 C. En 500 mb es muy marcada durante todo el periodo, la cual es de -1 C a -11 C, observándose un máximo de C en 1994, teniendo también un mínimo de C en 1997, con una tendencia descendente de C por año y una media de C. Por medio de la prueba de Helmert se encontró que la serie se comporta de forma homogénea en superficie dando una distribución estable en el periodo de análisis (APENDICE C), (gráfica 4.34 y 4.35). 25