UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA - UNAD ESCUELA DE CIENCIAS AGRÍCOLAS, PECUARIAS Y DEL MEDIO AMBIENTE

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1 UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA - UNAD ESCUELA DE CIENCIAS AGRÍCOLAS, PECUARIAS Y DEL MEDIO AMBIENTE CARACTERIZACIÓN DE FENÓMENOS METEOROLÓGICOS Imagen satelital GOES del huracán Wilma y la tormenta tropical Alfa (22 de octubre de 2005) Fuente: NASA/NOAA - Autor: MSc. BLANCA ELVIRA OVIEDO TORRES. BOGOTÁ junio de

2 CONTENIDO INTRODUCCIÓN... 8 UNIDAD 1. ELEMENTOS DE METEOROLOGÍA CAPÍTULO 1. CONCEPTOS BÁSICOS Lección 1. Introducción Lección 2. Clima y tiempo atmosférico Lección 3. Atmósfera Lección 4. Balance energético atmosférico Lección 5. Radiación solar CAPÍTULO 2. ELEMENTOS CLIMATICOS Lección 6. Clases de elementos climáticos Lección 7. Equipos de medición Lección 8. Estaciones meteorológicas Lección 9. Métodos de determinación Lección 10. Aplicaciones CAPÍTULO 3. VIENTOS Y NUBES Lección 11. Clasificación de vientos Lección 12. Ley exponencial de velocidad Lección 13. Huracanes Lección 14. Formación de nubes Lección 15. Clasificación de nubes UNIDAD 2. TIEMPO Y CLIMA GLOBAL CAPÍTULO 4. MASAS DE AIRE Lección 16. Naturaleza de las Masas de Aire Lección 17. Modificación de las masas de aire Lección 18. Isobaras Lección 19. Depresiones Barométricas Lección 20. Depresiones No Frontales CAPITULO 5. FENÓMENOS Y ESCALAS METEOROLÓGICAS Lección 21. Escalas Meteorológicas Lección 22. Escala Planetaria Lección 23. Escala Sinóptica Y Mesoescala Lección 24. Frentes Lección 25. Predicción del tiempo CAPITULO 6. VARIABILIDAD CLIMÁTICA

3 Lección 26. Determinación del Clima de un Lugar Lección 27. Clasificaciones Climáticas Lección 28. Definición de Variabilidad Climática Lección 29. Fenómenos relacionados con la Variabilidad Climática Lección 30. Indicadores de Variabilidad Climática UNIDAD 3. PROCESOS CLIMATICOS CAPÍTULO 7. SISTEMA MUNDIAL DE OBSERVACIONES METEOROLÓGICAS Lección 31. Observaciones Meteorológicas Lección 32. Redes de superficie Lección 33. Redes de altura Lección 34. Redes satelitales Lección 35. Red meteorológica nacional CAPÍTULO 8. BALANCES Y CICLOS Lección 36. Evapotranspiración Lección 37. Ciclo del Agua Lección 38. Balance Hídrico Lección 39. Heladas Lección 40. Inversión Térmica CAPÍTULO 9. ESTUDIOS AMBIENTALES Lección 41. Ciclo del Carbono Lección 42. Capa de Ozono Lección 43. Calentamiento y Enfriamiento Global Lección 44. Cambio Climático Lección 45. Climatología aplicada a estudios ambientales REFERENCIAS

4 ÍNDICE DE TABLAS Tabla 1. Composición aproximada de la Atmósfera a una altura de 25 Km Tabla 2. Estratificación de la Atmósfera Terrestre Tabla 3. Albedo y Emisividad Superficial para distintas superficies Tabla 4. Escala de Beaufort Tabla 5. Valores del exponente de Hellmann en función de la rugosidad del terreno Tabla 6. Escala Saffir-Simpson Tabla 7. Clasificación de las nubes y características Tabla 8. Algunos fenómenos meteorológicos y sus escalas espacial y temporal Tabla 9. Valores del Índice ONI Tabla 10. Escenarios SRES

5 ÍNDICE DE FIGURAS Figura 1. Representación del sistema Climático Figura 2. Diagramas de la estratificación atmosférica Figura 3. Espectro de la Radiación Solar Figura 4. Balance energético del sistema Tierra-Atmósfera a partir de la radiación solar incidente Figura 5. Movimiento de la Tierra alrededor del Sol Figura 6. Angulo de Declinación Solar (δ) Figura 7. Esquema del cambio de la declinación solar con respecto al Ecuador Figura 8. Mapa de Radiación Solar Global Media en Colombia Figura 9. Esquema de una Estación Meteorológica Convencional para.33 el hemisferio norte mostrando las distancias sugeridas entre los diferentes instrumentos Figura 10. Criterios de Distancia para la ubicación de los Figura 11. Foto de una estación meteorológica convencional Figura 12. Fotos de estaciones meteorológicas automáticas Figura 13. Rosa de los Vientos Figura 14. Circulación General de la Atmósfera Figura 15. Patrones de circulación de los vientos planetarios Figura 16. Mapa de la velocidad media del viento en superficie para Colombia estimada para los meses de enero Figura 17. Variación de la velocidad del viento con la según la ley exponencial de Hellmann Figura 18. Descripción de vientos en la tropósfera alta, para el 22 de junio de 2011 a las 15 horas - tiempo universal Figura 19. Descripción de vientos en la tropósfera baja, para el 22 de junio de 2011 a las 15 horas - tiempo universal Figura 20. Huracán, Tormenta y Depresión tropical cerca al Golfo de Méjico en el año Figura 21. Fotografías de los desastres causados por el Huracán Camille Figura 22. Métodos de Observación de Huracanes Figura 23. Imágenes satelitales de formaciones nubosas. Visible (izq.), Vapor de agua (medio), Infrarrojo (der) Figura 24. Esquema altitud Vs. Presión Vs. Temperatura del aire Figura 25. Mapa de Isobaras en superficie Figura 26. Representación de una depresión Figura 27. Esquema de convención Barlovento/Sotavento Figura 28. Clasificación de las escalas meteorológicas propuestas por Orlanski Figura 29. Frenómenos neteorológicos de escala planeataria Figura 30. Fotografía satelital de la Corriente en Chorro Figura 31. Fotografía Satelital de la ZCIT Figura 32. Circulación de la Celda de Hadley Figura 33. Esquema de los fenómenos sinópticos Figura 34. Esquema de formación de frentes Figura 35. Esquema de los diferentes tipos de observaciones meteorológicas Figura 36. Estaciones Sinópticas de superficie en Suramérica Figura 37. Cobertura de Datos Globales SYNOP / SHIP (ECMWF)

6 Figura 38. Cobertura de Datos Globales de boyas (ECMWF) Figura 39. Estaciones en donde se realizan observaciones del perfil atmosférico Figura 40. Cobertura de Datos Globales de aviones AIREP (ECMWF) Figura 41. Cobertura de Datos Globales de satélite SATOB (ECMWF) Figura 42. Mapa de ubicación de las estaciones meteorológicas del IDEAM Figura 43. Ubicación de estaciones del IDEAM que toman datos de viento Figura 44. Diagrama del Ciclo del Agua Figura 45. Foto de Inversión Térmica en Bogotá (22/07/2010) Figura 46. Esquema del ciclo del carbono Figura 47. El agujero de la capa de ozono entre 1980 y Figura 48. Cambios en la temperatura, en el nivel del mar y en la cubierta de nieve en el Hemisferio Norte

7 ASPECTOS DE PROPIEDAD INTELECTUAL Y VERSIONAMIENTO El contenido didáctico del curso académico Caracterización de Fenómenos Meteorológicos fue diseñado por Blanca Elvira Oviedo Torres, Ingeniera de Sistemas y Magíster en Geociencias Meteorología. Se desempeña como docente universitario, consultora y, al momento de la elaboración de este material, como desarrolladora de Producción Intelectual de la Escuela de Ciencias Agrícolas, Pecuarias y del Medio Ambiente ECAPMA de la UNAD. Para citar este material por favor hacerlo de la siguiente manera: Oviedo T., Blanca (2011). Caracterización de Fenómenos Meteorológicos. Módulo didáctico. Bogotá: Universidad Nacional Abierta y a Distancia UNAD. Colombia. 7

8 INTRODUCCIÓN La evolución humana y sus costumbres, la cobertura vegetal de una zona, las características de los animales que cambian de una región a otra, los ciclos productivos agrícolas, los métodos y arquitecturas en la construcción, la oferta alimentaria, la cantidad de recurso hídrico, y hasta la planeación diaria, dependen fuertemente de las condiciones atmosféricas. La atmósfera y su comportamiento caótico regulan los sistemas que se encuentran bajo su dominio. Es así que los cultivos dependen de las épocas de lluvia, las construcciones de infraestructura hídrica se planean de acuerdo a las posibles necesidades de agua potable para las épocas secas, y un sinnúmero más de ejemplos que dan fe de que lo que ocurre en la litósfera, criósfera, hidrósfera biósfera, está bajo la influencia de la atmósfera. Conocer y poder identificar claramente los diferentes fenómenos que rigen esta capa gaseosa es fundamental para todo ingeniero y, con mayor razón, para aquel que desee desarrollar actividades en el campo ambiental. Los huracanes, tormentas, heladas, son solo manifestaciones extremas de las diferentes variables que componen el sistema atmosférico como lo son las precipitaciones, los vientos y la temperatura superficial, entre otros, y son estas variables las que aprenderemos a caracterizar, después de haber explorado las características generales de nuestra atmósfera terrestre. La tendencia del comportamiento medio de la atmósfera y sus diferentes estados o tiempos atmosféricos, que son objeto de estudio de la meteorología, dan paso a otra rama de las geociencias que es la climatología. Describir la atmósfera en término de predominancias más que de estados momentáneos, permite tener elementos de juicio que den soporte a los diferentes estudios y aplicaciones que se puedan dar en otras ramas del saber, y en especial, de la ingeniería. Este módulo de caracterización de fenómenos meteorológicos se desarrollará con un enfoque climático, dejando a un lado temas de la ciencia de la meteorología, como lo es la predicción del estado del tiempo, para dar paso al reconocimiento del clima. Esta visión es la más adecuada para los profesionales de las áreas ambientales que requieren conocer el comportamiento medio de la atmósfera más que el comportamiento particular en un momento dado. En la unidad 1 se describirá la atmósfera terrestre, se hablará de algunos principios físicos que la conducen, de la radiación solar que es el motor de todos los procesos atmosféricos, de las nubes y los vientos, de los métodos de medición de las variables meteorológicas. En la segunda unidad se desarrollarán temas relacionados con masas de aire, fenómenos meteorológicos y variabilidad climática. En la tercera unidad se tratarán temas de observación de fenómenos meteorológicos y estudios ambientales. Los invito a que me acompañen por este recorrido de reconocimiento de nuestra atmósfera. Bienvenidos! 8

9 UNIDADES DIDÁCTICAS UNIDADES CAPÍTULOS LECCIONES Unidad 1. ELEMENTOS DE METEOROLOGÍA Capítulo 1. CONCEPTOS BASICOS Capítulo 2. ELEMENTOS CLIMATICOS Capítulo 3. NUBES Y VIENTOS Lección 1. Introducción. Lección 2. Clima y tiempo atmosférico. Lección 3. Atmósfera. Lección 4. Balance energético atmosférico. Lección 5. Radiación solar. Lección 6. Clases de elementos climáticos. Lección 7. Equipos de medición. Lección 8. Estaciones Meteorológicas Lección 9. Métodos de determinación. Lección 10. Aplicaciones. Lección 11. Clasificación de vientos Lección 12. Ley exponencial de velocidad Lección 13. Huracanes Lección 14. Formación de nubes. Lección 15. Clasificación de nubes. Unidad 2. TIEMPO Y CLIMA GLOBAL Capítulo 4. MASAS DE AIRE Capítulo 5. FENÓMENOS Y ESCALAS METEOROLÓGICAS Capítulo 6. VARIABILIDAD CLIMÁTICA Lección 16. Naturaleza de las masas de aire. Lección 17. Modificación de las masas de aire. Lección 18. Isobaras Lección 19. Depresiones Lección 20. Depresiones no frontales. Lección 21. Escalas Meteorológicas. Lección 22. Escala Sinóptica. Lección 23. Mesoescala Lección 24. Frentes. Lección 25. Predicción del tiempo Lección 26. Determinación del clima de un lugar. Lección 27. Clasificaciones climáticas. Lección 28. Definición de variabilidad climática. Lección 29. Fenómenos relacionados con la variabilidad climática. Lección 30. Indicadores de variabilidad climática. 9

10 UNIDADES CAPÍTULOS LECCIONES Unidad 3. PROCESOS CLIMATICOS Capítulo 7. SISTEMA MUNDIAL DE OBSERVACIONES METEOROLÓGICAS Capítulo 8. BALANCES Capítulo 9. ESTUDIOS AMBIENTALES Lección 31. Observaciones meteorológicas. Lección 32. Redes de superficie. Lección 33. Redes de altura. Lección 34. Redes satelitales. Lección 35. Red meteorológica nacional. Lección 36. Evapotranspiración. Lección 37. Ciclo del agua. Lección 38. Balance hídrico. Lección 39. Heladas. Lección 40. Inversión térmica. Lección 41. Ciclo del carbono. Lección 42. Capa de ozono. Lección 43. Calentamiento y enfriamiento global. Lección 44. Cambio Climático. Lección 45. Climatología aplicada a estudios ambientales. 10

11 UNIDAD 1. ELEMENTOS DE METEOROLOGÍA CAPÍTULO 1. CONCEPTOS BÁSICOS La atmósfera es un sistema fluido complejo, un sistema que genera movimientos caóticos que dan lugar a los diferentes estados que determinan el tiempo atmosférico. Entender el comportamiento de la atmósfera da herramientas para entender el comportamiento y evolución de los demás variados sistemas que ella envuelve. Por otro lado está la climatología, ciencia que no se detiene en pequeños momentos sino que agrupa largos periodos de tiempo para describir, en términos de temperatura media, vientos predominantes, precipitación acumulada anual, entre otros, la tendencia de esos momentos individuales que tiene la atmósfera. Los estudios ambientales, la planeación de obras civiles, la costumbre de cultivar en ciertas épocas del año y el quehacer diario de las personas se proyectan gracias a los comportamientos medios o predominantes de la atmósfera. En este capítulo, se iniciará al lector con la terminología básica de esta geociencia; se expondrá de manera sencilla los principios físicos newtonianos que aplican en la atmósfera y se evidenciarán los diferentes elementos climáticos que están con nosotros todo el tiempo pero que con frecuencia ignoramos. Lección 1. Introducción El tiempo y el clima constituyen factores ambientales relacionados con la dinámica atmosférica y, en mayor o menor grado, influyen sobre todas las actividades humanas. Probablemente, los elementos atmosféricos más importantes para el ser humano y todos los seres vivos estén representados por el aire que respiramos y la energía solar y la lluvia que sostienen los cultivos. Estos aspectos nos resultan tan familiares, que los temas referidos al tiempo y al clima son la base de las más comunes conversaciones cotidianas; quizá, por ser tan obvias y naturales, las relaciones de los seres vivos y los mencionados factores atmosféricos son tratadas, frecuentemente, de una manera superficial y pocas veces se profundiza en su estudio y comprensión. Sin embargo, en los años más recientes, los problemas relacionados con el aumento de la población mundial, la contaminación ambiental y las crisis energéticas, han llevado al surgimiento de un nuevo enfoque de las investigaciones atmosféricas, orientado a concebir la envoltura gaseosa de nuestro planeta como un sistema, en el cual, los procesos de transferencia de energía, así como de masas de aire y de agua, son considerados como recursos naturales 11

12 potenciales, los cuales, manejados racionalmente, pueden ser fuente de inagotable bienestar para la humanidad. El aprovechamiento de los recursos atmosféricos debe estar, necesariamente, basado en un conocimiento cada vez más profundo y exacto de los procesos atmosféricos, que permita aprovechar elementos tales como la radiación solar, energía eólica, agua meteórica, etc., así como resguardar al ser humano y a sus obras de las fuerzas destructoras que, con frecuencia, pueden desatarse en la atmósfera; a la vez que mejorar la comprensión que tenemos acerca de cómo el comportamiento, la salud y las actividades humanas están relacionadas con las condiciones atmosféricas. Bajo estos apremios, la meteorología y la climatología ingresan a las filas de las llamadas ciencias del medio ambiente. El tiempo y el clima tienen similitudes ya que se basan en los mismos elementos básicos que determinan las características de la atmósfera, sin embargo, son diferentes y, aunque el término clima es más utilizado en nuestro medio que el término estado del tiempo, es importante reconocer sus diferencias y utilizar la palabra adecuada para el concepto correspondiente. En la frase Melgar está en clima cálido, se está afirmando que Melgar tiene unas condiciones atmosféricas tales que, por lo general, se puede decir que corresponden a patrones y características del clima cálido. En este caso el término clima está bien utilizado. Cuando se dice Está lloviendo! qué clima tan inapropiado para realizar actividades al aire libre, se está haciendo referencia a un estado temporal de la atmósfera, es decir, al tiempo atmosférico, por lo tanto, el término clima está siendo utilizado de manera incorrecta. En este capítulo se mostrarán las diferencias entre estos dos temas de la meteorología y se expondrán conceptos básicos relacionados con la dinámica atmosférica, tanto para tiempo atmosférico como para clima. Este curso dará inicio con el seguimiento diario del pronóstico estado del tiempo oficial, el cual, ofrece valores de temperatura superficial mínima y máxima, condiciones de nubosidad y posibilidad de precipitación. Para tal fin, puede consultar seleccionar pronósticos y alertas y buscar la región de interés. El seguimiento del clima, lo podrá realizar en la página del IDEAM en el link: uncion=loadcontenidopublicacion&id=954 Lección 2. Clima y tiempo atmosférico Comúnmente se utilizan los términos clima y tiempo atmosférico indiscriminadamente, sin embargo, tienen significados distintos. Para entender lo que es el tiempo atmosférico, se definirá el término meteorología. 12

13 La meteorología proviene de la raíz 'meteoro' y el conocido sufijo 'logos'. La expresión meteoro es de origen griego y significa algo fugaz, efímero o de corta duración. Estos adjetivos se pueden aplicar perfectamente a los fenómenos atmosféricos: lluvia, viento, nubes, relámpagos, etc. En meteorología, los meteoros son todos aquellos fenómenos en constante evolución o cambio; un estado atmosférico determinado puede dar paso a otro diferente en pocos minutos debido a los cambios en los meteoros; ésta es precisamente la principal característica de lo que se conoce como tiempo meteorológico o, simplemente tiempo, es decir, el estado de la atmósfera en un momento y lugar determinado. La meteorología es, pues, la ciencia del tiempo atmosférico. El clima es la descripción estadística del tiempo en términos de valores medios y de la fluctuación de las variables meteorológicas de interés durante periodos de varios decenios (normalmente, tres decenios, según la normal climatológica definida por la Organización Meteorológica Mundial). Dichas cantidades son casi siempre variables de superficie (por ejemplo, temperatura, precipitación o viento), aunque en un sentido más amplio el "clima" es una descripción del estado del sistema climático (IPCC, 1995). El Sistema Climático es un sistema muy complejo que consiste en cinco componentes principales: la atmósfera, la hidrósfera, la criósfera, la superficie terrestre y la biósfera, y las interacciones entre ellas. En la Figura 1 se muestra un esquema de los componentes del sistema climático, incluyendo fenómenos específicos de la hidrósfera y la actividad humana. El sistema climático evoluciona en el tiempo bajo la influencia de su propia dinámica interna debido a forzamientos externos, por ejemplo, erupciones volcánicas, variaciones solares y forzamientos inducidos por el ser humano, tales como la composición cambiante de la atmósfera y el cambio en el uso de las tierras (IPCC, 2001). En definitiva, el sistema climático es la totalidad de la atmósfera, la criósfera, la hidrósfera, la biósfera y la geósfera, y las interacciones que ocurren entre ellas (UNFCCC, 1992). El término climatología tiene su origen en la raíz 'clima', la cual, en principio, se expresó como clina, es decir, inclinación. También en este caso fueron los antiguos griegos los que crearon el término. Específicamente el sabio Aristóteles observó, en las latitudes medias, que las diferentes situaciones meteorológicas promedio se sucedían a lo largo del año en estrecha relación con la variación de la inclinación de los rayos solares, debido al movimiento aparente anual del sol; lo que hoy se conoce como variación anual de la altura del sol. Por esto denominó climatología al estudio sistemático de esos estados atmosféricos promedio, más constantes o prevalecientes en su sucesión que los fenómenos meteorológicos individuales. La climatología, según el Vocabulario Meteorológico Internacional de la Organización Meteorológica Mundial - OMM (OMM-NO. 182), es el estudio del estado físico promedio de la atmósfera conjuntamente con sus variaciones estadísticas tanto en espacio como en el tiempo, reflejado en el comportamiento del tiempo atmosférico en un período de muchos años. 13

14 Figura 1. Representación del sistema Climático (Fuente: IDEAM, 2001) Meteorología y climatología son, entonces, las ciencias fundamentales de la atmósfera. Sin embargo, en la actualidad estos conceptos tan genéricos no son suficientes; el grado de evolución y avance de todas las ciencias ha originado ramas y subramas en la mayoría de ellas; de modo que en la meteorología y climatología modernas pueden diferenciarse varias "especialidades", entre las cuales destacan: meteorología sinóptica, dedicada al estudio de los fenómenos atmosféricos a gran escala por medio de mapas especiales, con el objetivo fundamental de realizar los pronósticos meteorológicos; la meteorología aeronáutica; la meteorología agrícola o agrometeorología; la biometeorología, etc. Algunos autores consideran a la climatología como una rama más de la meteorología, basándose en el hecho, por demás innegable, de que resulta imposible estudiar el clima de cualquier lugar si previamente no se realizan los estudios meteorológicos correspondientes, es decir, las observaciones meteorológicas. Enfocada desde este punto de vista, la climatología no sería más que una meteorología estadística. Sin embargo, en los últimos decenios, la climatología ha realizado avances hasta cierto punto independientes, superando su tradicional enfoque descriptivo y perfilándose como una ciencia independiente basada en la idea de que "el clima es algo más que una sucesión de estados del tiempo", reconociéndose en esta expresión la importancia que tienen factores geográficos como la orografía, las masas oceánicas, etc., en la configuración del concepto de clima. Página recomendada: 14

15 Lección 3. Atmósfera. La atmósfera terrestre es la parte gaseosa de la Tierra, siendo por esto la capa más externa y menos densa del planeta. Está constituida por varios gases que varían en cantidad según la presión a diversas alturas. Esta mezcla de gases que forma la atmósfera recibe genéricamente el nombre de aire. El 75% de masa atmosférica se encuentra en los primeros 11 km de altura desde la superficie del mar. Los principales elementos que la componen son el oxígeno (21%) y el nitrógeno (78%). Durante millones de años se ha transformado una y otra vez la composición de la atmósfera. Por ejemplo, su considerable cantidad de oxígeno libre es gracias a las formas de vida -como son las plantas- que convierten el dióxido de carbono en oxígeno, el cual es respirable -a su vez- por las demás formas de vida, los seres humanos y los animales en general. La concentración de gases que hay en la atmósfera depende del lugar en donde se tome la observación, sin embargo, una adecuada aproximación de esta composición general se presenta en la Tabla 1. Tabla 1. Composición aproximada de la Atmósfera a una altura de 25 Km Gas Concentración Nitrógeno (N 2 ) % Oxígeno (O 2 ) % Argón (Ar) 0.934% Vapor de agua (H 2 O) 0.4% Dióxido de carbono (CO 2 ) 0.033% Neón (Ne) % Helio (He) % Metano (CH 4 ) % Criptón (Kr) % Hidrógeno (H) % Óxido Nitroso (N 2 O) % Xenón (Xe) 9x10-6 % Ozono (O 3 ) 7x10-6 % Óxido de Nitrógeno (NO 2 ) 2x10-6 % Yodo (I) 1x10-6 % Monóxido de carbono (CO) trazas Amoniaco (NH 3 ) trazas Fuente: Adaptado de Pidwirny,

16 Estratificación de la Atmósfera La atmósfera se encuentra divida en capas que responden a similares características de composición y temperatura. En la Tabla 2. Estratificación de la Atmósfera Terrestre, se encuentran las principales características de cada una de las partes que conforman la atmósfera terrestre. Tabla 2. Estratificación de la Atmósfera Terrestre ESTRATO CARACTERISTICAS Troposfera Empieza en la superficie y alcanza una altitud de 8 Km en los polos y 18 Km en el Ecuador. En la troposfera ocurren la mayoría de los fenómenos meteorológicos. La temperatura decrece con la altura a razón de 6.5 C/Km. Tropopausa Límite superior de la troposfera, esta seccionada por dos corrientes de chorro. La temperatura se mantiene constante alrededor de C. Estratosfera Se extiende desde la tropopausa hasta una altitud de 50 a 55 Km. En la E. alta se encuentran temperaturas semejantes a las de la superficie terrestre. En esta capa se forman las nubes nacaradas. Estratopausa Es el límite superior de la estratosfera. La temperatura se mantiene casi constante. Mesosfera Se extiende desde la estratopausa hasta una altura aproximada de 80 Km. En la M. superior se alcanzan las temperaturas más bajas de la atmósfera, aproximadamente de -100 C. Mesopausa Es el límite superior de la mesosfera, hasta esta altura la composición de la atmósfera permanece homogénea (Homosfera). En este estrato se forman las nubes noctilucentes que se observan en las altas latitudes. Termosfera Se encuentra sobre la mesopausa y su límite superior varía entre el día y la noche, alcanzando hasta 500 Km de día. Hasta aquí se extiende la ionosfera. Exosfera Está después de la termosfera y alcanza hasta unos 600 Km. Fuente: Adaptado de Stull, 2000 En los primeros 20 km es donde se desarrollan los principales fenómenos meteorológicos. Esta porción de la atmósfera se denomina Tropósfera y es una pequeña parte de toda la atmósfera, tal y como se aprecia en la Figura 2. La atmósfera y la hidrosfera constituyen el sistema de capas fluidas superficiales del planeta, cuyos movimientos dinámicos están estrechamente relacionados. Las corrientes de aire reducen drásticamente las diferencias de temperatura entre el día y la noche, distribuyendo el calor por toda la superficie del planeta. Este sistema cerrado evita que las noches sean gélidas o que los días sean extremadamente calientes. La atmósfera protege la vida sobre la Tierra absorbiendo gran parte de la radiación solar ultravioleta en la capa de ozono. Además, actúa como escudo protector contra los meteoritos, los cuales se trituran en polvo a causa de la fricción que sufren al hacer contacto con los gases. 16

17 Figura 2. Diagramas de la estratificación atmosférica Fuente: Liou, 2005 Lección 4. Balance energético atmosférico La fuente principal de energía en la atmósfera es el sol. Cómo llega esta energía? Cómo se transporta? Cómo se transforma? Son los principales temas a tratar en esta lección y que están relacionados con el balance energético atmosférico. 17

18 Mecanismos de transferencia de calor: Conducción: La energía pasa de un cuerpo a otro o se propaga dentro de un mismo cuerpo por contacto directo, mediante la transmisión del movimiento de las moléculas adyacentes. Convección: Se da en fluidos (líquidos y gaseosos) y se realiza mediante el transporte de masa. La atmósfera se comporta como un fluido gaseoso. Radiación: la energía se transporta mediante las ondas electromagnéticas sin la necesidad de un soporte material. Un ejemplo de la transmisión en el vacío es el calentamiento de la Tierra por la radicación solar. La conducción es un medio de propagación de la energía poco eficaz en la atmósfera. Todos los cuerpos por encima del cero absoluto emiten energía en forma de radiación. Así, se denomina radiación térmica la que emiten los cuerpos por razón de su temperatura. Está constituida por ondas electromagnéticas con una intensidad y una frecuencia que son función de la temperatura del emisor. La radiación térmica sólo es visible para el ojo humano en forma de luz, y corresponde a la franja pequeña de longitud de onda que va desde 0.4 a 0.8 micrómetros. Para que un cuerpo emita radiación que pueda ser visible tiene que estar muy caliente, con temperatura de más de 600 C. La radiación que emite el sol cubre todo el espectro electromagnético, desde rayos gama y X pasando por los ultravioletas, el visible y el infrarrojo, hasta las microondas y las ondas de radio. No obstante, las región más significativa corresponde a las longitudes de onda entre µm (micrómetros) que van desde los infrarrojos hasta los ultravioletas, con un máximo cerca de los 0.48 µm, es decir, en la longitud de onda visible. De la radiación solar, aproximadamente el 9% corresponde al ultravioleta (λ < 0.4 µm), el 49% al visible (0.4< λ<0.8µm) y el 42% al infrarrojo (λ>0.8µm), como se describe en la Figura 3. A la cima de la atmósfera llegan aproximadamente 2 calorías por centímetro cuadrado cada minuto (1.94 cal/cm2 minuto +-1.6%, que equivalen a unos W), pero sólo una parte de esta energía alcanza la superficie terrestre, el resto es bloqueada por la atmósfera. 18

19 Figura 3. Espectro de la Radiación Solar Fuente: No toda la radiación alcanza la superficie de la Tierra porque las ondas ultravioletas más cortas son absorbidas por los gases de la atmósfera, fundamentalmente por el ozono. La radiación entrante en onda corta es convertida, en su mayoría, en radiación de onda larga (calor) y es retenida por las capas bajas de la atmósfera (efecto Invernadero). En la Figura 4 se representa este fenómeno. La magnitud que mide la radiación solar que llega a la Tierra es la irradiancia, que mide la energía que, por unidad de tiempo y área, alcanza a la Tierra. Su unidad es W/m² (vatio por metro cuadrado). Radiación Incidente Por radiación incidente se entiende aquella que proviene del sol. La energía proveniente del Sol viaja a través del espacio como ondas electromagnéticas y plasma. El sol es una masa de materia gaseosa caliente que irradia energía a una temperatura de unos 6000 K. El Sol está aproximadamente una distancia de kilómetros de la Tierra (valor llamado una Unidad Astronómica U. A.) y varía debido al movimiento de traslación terrestre. Radiación reflejada: Albedo Hay una parte de la radiación que llega del sol, que es reflejada por la atmósfera, principalmente por las nubes y también por la misma superficie terrestre. Se denomina albedo (α) a la fracción de energía incidente sobre una superficie, que es reflejada por ésta, es decir, el albedo es la energía reflejada / energía entrante. El albedo planetario de la Tierra aumenta con la latitud y varía estacionalmente. Su valor medio es α=0.31=31%. El albedo medio para las nubes oscila entre el 50 y 60 %, dependiendo del tipo y del grosor. 19

20 Todo cuerpo absorbe, refleja y transmite energía. Una característica importante de los cuerpos es la emisividad, es decir, la cantidad de radiación que emite, generalmente en forma de calor. En la Tabla 3 se presentan valores de albedo y emisividad de diferentes tipos de cobertura de la superficie terrestre. Energía Entrante = Energía Absorbida + Energía Reflejada + Energía Transmitida y la fracción de cada uno de estos sumandos varía de acuerdo a la longitud de onda entrante y el cuerpo que la recibe. Tabla 3. Albedo y Emisividad Superficial para distintas superficies Tipo de suelo Albedo (α) Emisividad (ЄIR) Tierra/cemento 0,05-0,40 0,90-0,98 Desierto 0,20-0,45 0,84-0,91 Cesped 0,16-0,26 0,90-0,95 Suelo agrícola 0,15-0,25 0,90-0,99 Bosque 0,15-0,20 0,97-0,98 Agua 0,03-0,10 0,92-0,97 Nieve 0,40-0,95 0,82-0,99 Hielo 0,20-0,45 0,92-0,97 Fuente: Comportamiento de la atmósfera y el suelo frente a la radiación La atmósfera terrestre está compuesta por numerosas partículas de materia, presenta unos 8000 km de altura y se divide en diferentes capas concéntricas: Troposfera Es la zona inferior de la atmósfera que se extiende desde el nivel del mar hasta unos 16 Km. Es una capa muy densa, en ella se encuentran más de las ¾ partes del aire de la atmósfera, además contiene mucho vapor de agua condensado en forma de nubes, y gran cantidad de polvo. A ella llegan la luz visible y los rayos UV que logran atravesar el resto de las capas de la atmósfera. Es la primera capa que queda en contacto con la corteza terrestre. Estratosfera Tiene un espesor aproximado de 60 Km y se encuentra por encima de la troposfera. Es una capa tenue donde los vapores de agua y polvo disminuyen bastante con relación a los encontrados en la troposfera. En esta zona es abundante la concentración de dióxido de carbono (CO 2 ) que tiene la propiedad de evitar el paso de las irradiaciones a la Tierra. Hacia el medio de la estratosfera se encuentra una capa de unos 15 km de espesor con abundante ozono, que algunos autores denominan ozonosfera, es la capa que absorbe casi toda la radiación ultravioleta proveniente del Sol. El ozono, O 3, absorbe con gran eficacia las radiaciones 20

21 comprendidas entre 200 y 330 nm, por lo que la radiación ultravioleta de menos de 300 nm que llega a la superficie de la Tierra es insignificante. Mesosfera Presenta alrededor de unos 20 km de espesor. Sus capas superiores presentan abundantes concentraciones de sodio. La temperatura en esta capa se encuentra entre -70 y 90 C. En ella se encuentra la capa D, que tiene la propiedad de reflejar las ondas largas de radio durante el día y desaparece durante la noche. Esta es la causa por la cual las ondas medias son interrumpidas durante el día y puedan reanudarse una vez que se pone el Sol. Al desaparecer la capa D, permite seguir el paso de las otras ondas hacia las capas superiores. Ionosfera Es una zona parcialmente ionizada de radiaciones solares, de gran conductividad eléctrica. En esta capa se reflejan hacia la tierra las ondas de radio, por lo que es de gran utilidad en las telecomunicaciones. Tipo de energía absorbida La energía proveniente del Sol es absorbida, transmitida o reflejada por la atmósfera o por la superficie terrestre. Energía absorbida por la atmósfera En condiciones de no nubosidad y con los rayos del Sol cayendo casi perpendiculares, las tres cuartas partes de la energía que llega del exterior alcanza la superficie. Casi toda la radiación ultravioleta y gran parte de la infrarroja son absorbidas por la atmósfera. La energía que llega al nivel del mar suele ser radiación infrarroja un 49%, luz visible un 42% y radiación ultravioleta un 9%. En un día nublado se absorbe un porcentaje mucho más alto de energía, especialmente en la zona del infrarrojo. Energía absorbida por la vegetación La vegetación absorbe en todo el espectro, pero especialmente en la zona del visible, aprovechando esa energía para la fotosíntesis. Energía absorbida por las masas de agua El agua tiene un fuerte potencial calórico, es decir, cuando se calienta tarda en enfriarse o cuando se enfría, tarda en calentarse. Esta propiedad hace que parte de la energía solar que le llega sea absorbida y convertida en calor. 21

22 Balance total de energía - Efecto "invernadero" La temperatura media en la Tierra se mantiene prácticamente constante en unos 15 C, pero la que se calcula que tendría, si no existiera la atmósfera, sería de unos -18 C. Esta diferencia de 33 C tan beneficiosa para la vida en el planeta se debe al efecto invernadero. El motivo por el que la temperatura se mantiene constante es porque la Tierra devuelve al espacio la misma cantidad de energía que recibe. Si la energía devuelta fuera algo menor que la recibida se iría calentando paulatinamente y si devolviera más se iría enfriando. Por tanto la explicación del efecto invernadero no está en que parte de la energía recibida por la Tierra se quede definitivamente en el planeta. La explicación está en que se retrasa su devolución porque, aunque la cantidad de energía retornada es igual a la recibida, el tipo de energía que se retorna es distinto. Mientras que la energía recibida es una mezcla de radiación ultravioleta, visible e infrarroja, la energía que devuelve la Tierra es fundamentalmente infrarroja y algo visible. Las radiaciones que llegan del sol vienen de un cuerpo que está a K, pero las radiaciones que la superficie devuelve tienen la composición de longitudes de onda correspondientes a un cuerpo negro que esté a 15 C. Por este motivo las radiaciones reflejadas tienen longitudes de onda de menor frecuencia que las recibidas. Están en la zona del infrarrojo y casi todas son absorbida por el CO 2, el vapor de agua, el metano y otros gases, por lo que se forma el efecto invernadero. Así se retrasa la salida de la energía desde la Tierra al espacio y se origina el llamado efecto invernadero que mantiene la temperatura media en unos 15 C y no en los -18 C que tendría si no existiera la atmósfera. Este balance energético del sistema tierra atmósfera es de la siguiente manera: Por cada 100 unidades de energía incidente procedente del sol, aproximadamente 30 son reflejadas por la tierra (0.3 es el albedo promedio del planeta) y las restantes son convertidas en radiación de onda larga, convertida en calor. En la superficie del planeta, el balance energético lo da la conversión de energía en calor latente, en calor sensible y en radiación neta, tal y como lo presenta la Figura 4. 22

23 Figura 4. Balance energético del sistema Tierra-Atmósfera a partir de la radiación solar incidente Fuente: McGrawHill, 2010 Lección 5. Radiación solar. La Radiación Solar es el conjunto de radiaciones electromagnéticas emitidas por el Sol. El Sol se comporta como un cuerpo negro que emite energía siguiendo la ley de Planck a una temperatura de unos 6000 K. La radiación solar se distribuye desde el infrarrojo hasta el ultravioleta (Liou, 2000). La Constante Solar, esto es, la intensidad media de radiación medida fuera de la atmósfera en un plano normal, es aproximadamente de 1.94 calorías/minuto cm 3, es decir, se presenta una potencia promedio de W/m 2. Las variaciones de la constante solar dependen de la actividad solar asociada al número de manchas presentes en la superficie solar y a cambios en la distancia Tierra-Sol como consecuencia de la órbita elíptica terrestre (IDEAM, UPME, 2005). En la Figura 5 se muestra la dinámica traslacional de la Tierra. 23

24 Figura 5. Movimiento de la Tierra alrededor del Sol (IDEAM, UPME, 2005) Otro aspecto importante que influye en la cantidad de radiación solar incidente en la Tierra es el ángulo de inclinación que hace que no toda la radiación solar incidente llegue con la misma intensidad a todas las zonas del planeta. Cuando se analiza el movimiento de rotación y translación de la Tierra, se encuentra que su eje de rotación, con respecto al plano de translación alrededor del Sol, tiene una inclinación fija de aproximadamente 23,45 que siempre se encuentra en la misma dirección respecto del plano de translación. El eje siempre tiene la misma orientación. El ángulo formado entre el plano ecuatorial de la Tierra y la línea Tierra-Sol se denomina declinación solar (δ) y debido al movimiento de la Tierra alrededor del Sol, el valor de este ángulo varía durante el año. La Figura 6 describe la variación de este ángulo durante el año. Figura 6. Angulo de Declinación Solar (δ) (IDEAM, UPME, 2005) 24

25 Se dice que la declinación solar es positiva (+) cuando el Sol incide perpendicularmente sobre algún lugar en el hemisferio norte, entre el 21 de marzo (equinoccio de primavera) y el 23 de septiembre (equinoccio de otoño). Y que es negativa (-) cuando incide perpendicularmente sobre algún lugar en el hemisferio sur, entre el 23 de septiembre (equinoccio de otoño) y el 21 de marzo (equinoccio de primavera). δ varía entre -23,45 cuando el Sol se encuentra en la parte más baja del hemisferio sur (solsticio de invierno 21/22 de diciembre) y +23,45 cuando se halla en la parte más alta del hemisferio norte (solsticio de verano 21/22 de junio). Dos veces durante el año toma valor cero, cuando el Sol pasa sobre el Ecuador terrestre, durante los equinoccios (IDEAM, UPME, 2005). Suponiendo que la Tierra está fija y que es el Sol el que se mueve, se describiría la declinación solar como lo muestra la Figura 7. Figura 7. Esquema del cambio de la declinación solar con respecto al Ecuador La aplicación de la Ley de Planck al Sol con una temperatura superficial de unos 6000 K nos lleva a que el 99% de la radiación emitida está entre las longitudes de onda 0,15 μm (micrómetros o micras) y 4 micras. Como 1 angstrom 1 Å = m = 10-4 micras resulta que el Sol emite en un rango de 1500 Å hasta Å. La luz visible se extiende desde 4000 Å a 7400 Å. La radiación ultravioleta u ondas cortas iría desde los 1500 Å a los 4000 Å y la radiación infrarroja u ondas largas desde las 0,74 micras a 4 micras. La atmósfera de la Tierra constituye un importante filtro que hace inobservable radiaciones de longitud de onda inferiores a las 0,29 micras por la fuerte absorción del ozono y el oxígeno. Ello nos libra de la ultravioleta más peligrosa para la salud. La atmósfera es opaca a toda radiación infrarroja de longitud de onda superior a las 24 micras, ello no afecta a la radiación solar pero sí a la energía emitida por la Tierra que llega hasta las 40 micras y que es absorbida. A este efecto se lo conoce como efecto invernadero. 25

26 El máximo (Ley de Wien) ocurre a 0,475 micras es decir a 4750 Å. Considerando la ley de Wien ello corresponde a una temperatura de: Pero la emisión solar difiere de la de un cuerpo negro, sobre todo en el ultravioleta. En el infrarrojo se corresponde mejor con la temperatura de un cuerpo negro de 5779 K y en el visible con 6090 K. Ello nos habla de que la radiación solar no se produce en las mismas capas y estamos observando la temperatura de cada una de ellas donde se produce la energía. Lectura recomendada: IDEAM, UPME, Atlas de Radiación Solar en Colombia Apéndice A. Instituto de Meteorología, Hidrología y Estudios Ambientales- IDEAM, Unidad de Planeación Minero-Energética UPME. Bogotá, Colombia. Disponible en: Todas las consideraciones anteriores explican la diferencia de los valores de radiación solar que se perciben en el planeta. En Colombia se tiene una red de radiómetros y heliógrafos que ayudan a medir la cantidad de radiación solar incidente. En el año 2005, el IDEAM realizó un estudio de la radiación solar en Colombia (IDEAM, UPME, 2005) y presentó el mapa de la Figura 8, que informa las áreas de Colombia donde se recibe mayor y menor radiación solar global. 26

27 Figura 8. Mapa de Radiación Solar Global Media en Colombia IDEAM, 2005 Los mapas oficiales de radiación solar para Colombia se encuentran en: IDEAM, UPME, Atlas de Radiación Solar en Colombia Cap. 2 y 3. Instituto de Meteorología, Hidrología y Estudios Ambientales- IDEAM, Unidad de Planeación Minero-Energética UPME. Bogotá, Colombia. 27

28 La energía solar como motor de la atmósfera La energía recibida del Sol, al atravesar la atmósfera de la Tierra, calienta el vapor de agua en unas zonas de la atmósfera más que otras, provocando alteraciones en la densidad de los gases y, por consiguiente desequilibrios que causan la circulación atmosférica. Esta energía produce la temperatura en la superficie terrestre y el efecto de la atmósfera es aumentarla por efecto invernadero y mitigar la diferencia de temperaturas entre el día y la noche y entre el polo y el Ecuador. La mayor parte de la energía utilizada por los seres vivos procede del Sol, las plantas la absorben directamente y realizan la fotosíntesis, los herbívoros absorben indirectamente una pequeña cantidad de esta energía comiendo las plantas, y los carnívoros absorben indirectamente una cantidad más pequeña comiendo a los herbívoros. La mayoría de las fuentes de energía usadas por el ser humano derivan indirectamente del Sol, ya que puede, a través de toda su radiación lanzada, ser aprovechada como energía para los humanos. Los combustibles fósiles preservan energía solar capturada hace millones de años mediante fotosíntesis, la energía hidroeléctrica usa la energía potencial del agua que se condensó en altura después de haberse evaporado por el calor del Sol. La energía eólica es otra forma de aprovechamiento de la radiación solar ya que ésta, al calentar con diferente intensidad distintas zonas de la superficie terrestre, da origen a los vientos que pueden ser utilizados para generar electricidad, mover embarcaciones, bombear las aguas subterráneas y otros muchos usos. Efectos sobre la salud La exposición exagerada a la radiación solar puede ser perjudicial para la salud. Esto está agravado por el aumento de la expectativa de vida humana, que está llevando a toda la población mundial a permanecer más tiempo expuesto a las radiaciones solares, con el riesgo mayor de cáncer de piel. La radiación ultravioleta es emitida por el Sol en longitudes de onda que van aproximadamente desde los 150 nm (1500 Å), hasta los 400 nm (4000 Å), en las formas UV-A, UV-B y UV-C pero a causa de la absorción por parte de la atmósfera terrestre, el 99% de los rayos ultravioletas que llegan a la superficie de la Tierra son del tipo UV-A. Ello nos libra de la radiación ultravioleta más peligrosa para la salud. La atmósfera ejerce una fuerte absorción que impide que la atraviese toda radiación con longitud de onda inferior a 290 nm (2900 Å). La radiación UV-C no llega a la Tierra porque es absorbida por el oxígeno y el ozono de la atmósfera, por lo tanto no produce daño. La radiación UV-B es parcialmente absorbida por el ozono y llega a la superficie de la Tierra, produciendo daño en la piel. Ello se ve agravado por el agujero de ozono que se produce en los polos del planeta. 28

29 Dirección de incidencia de la irradiación solar El estudio de la dirección con la cual incide la irradiación solar sobre los cuerpos situados en la superficie terrestre, es de especial importancia cuando se desea conocer su comportamiento al ser reflejada. La dirección en que el rayo salga reflejado dependerá de la radiación incidente. Con tal fin se establece un modelo que distingue entre dos componentes de la irradiación incidente sobre un punto: la irradiación solar directa y la irradiación solar difusa. Irradiación Solar Directa es aquella que llega al cuerpo desde la dirección del Sol. Irradiación Solar Difusa es aquella cuya dirección ha sido modificada por diversas circunstancias (densidad atmosférica, partículas u objetos con los que choca, reemisiones de cuerpos, etc.), por sus características esta luz se considera venida de todas direcciones. En un día nublado, por ejemplo, sólo tenemos radiación difusa. La suma de ambas es la irradiación total (o global) incidente. La superficie del planeta está expuesta a la radiación proveniente del Sol. La tasa de irradiación depende en cada instante del ángulo que forman la normal a la superficie en el punto considerado y la dirección de incidencia de los rayos solares. Por supuesto, dada la lejanía del Sol respecto de nuestro planeta, podemos suponer, con muy buena aproximación, que los rayos del Sol inciden esencialmente paralelos sobre el planeta. No obstante, en cada punto del mismo, localmente considerado, la inclinación de la superficie respecto a dichos rayos depende de la latitud y de la hora del día para una cierta localización en longitud. Dicha inclinación puede definirse a través del ángulo que forman el vector normal a la superficie en dicho punto y el vector paralelo a la dirección de incidencia de la radiación solar. Radiación ultravioleta Es la radiación ultravioleta de menor longitud de onda (360 nm), lleva mucha energía e interfiere con los enlaces moleculares. Especialmente las de menos de 300 nm que pueden alterar las moléculas de ADN, muy importantes para la vida. Estas ondas son absorbidas por la parte alta de la atmósfera, especialmente por la capa de ozono. Es importante protegerse de este tipo de radiación ya que por su acción sobre el ADN está asociada con el cáncer de piel. Solo las nubes tipo cúmulos de gran desarrollo vertical atenúan estas radiaciones prácticamente a cero. El resto de las formaciones tales como cirrus, estratos y cúmulos de poco desarrollo vertical no las atenúan, por lo cual es importante la protección aún en días nublados. Es importante tener especial cuidado cuando se desarrollan nubes cúmulos, ya que éstas pueden llegar a actuar como espejos y difusores e incrementar las intensidades de los rayos ultravioleta y por consiguiente el riesgo solar. Algunas nubes tenues pueden tener el efecto de lupa. Luz visible La radiación correspondiente a la zona visible cuya longitud de onda está entre 360 nm (violeta) y 760 nm (rojo), por la energía que lleva, tiene gran influencia en los seres vivos. La luz visible 29

30 atraviesa con bastante eficacia la atmósfera limpia, pero cuando hay nubes o masas de polvo parte de ella es absorbida o reflejada. Radiación infrarroja La radiación infrarroja de más de 760 nm es la que corresponde a longitudes de onda más largas y lleva poca energía asociada. Su efecto aumenta la agitación de las moléculas, provocando el aumento de la temperatura. El CO 2, el vapor de agua y las pequeñas gotas de agua que forman las nubes absorben con mucha intensidad las radiaciones infrarrojas. La atmósfera se desempeña como un filtro ya que mediante sus diferentes capas distribuyen la energía solar para que a la superficie terrestre sólo llegue una pequeña parte de esa energía. La parte externa de la atmósfera absorbe parte de las radiaciones reflejando el resto directamente al espacio exterior, mientras que otras pasarán a la Tierra y luego serán irradiadas. Esto produce el denominado balance térmico, cuyo resultado es el ciclo del equilibrio radiante. Según el tipo de radiación se conoce que de los 324 W.m -2 que llegan a la Tierra, en la parte alta de la atmósfera (1400 W.m -2 es la constante solar); 236 W.m -2 son reemitidos al espacio en forma de radiación infrarroja, 86 W.m -2 son reflejados por las nubes y 20 W.m -2 son reflejados por el suelo en forma de radiaciones de onda corta. Pero el reenvío de energía no se hace directamente, sino que parte de la energía reemitida es absorbida por la atmósfera y devuelta a la superficie, originándose el "efecto invernadero". Efectos de la radiación solar sobre los gases atmosféricos La atmósfera es diatérmana, es decir, que no es calentada directamente por la radiación solar, sino de manera indirecta a través de la reflexión de dicha radiación en el suelo y en la superficie de mares y océanos. Los fotones según su energía o longitud de onda son capaces de: - Fotoionizar la capa externa de electrones de un átomo (requiere una longitud de onda de 0,1 micra). - Excitar electrones de un átomo a una capa superior (requiere longitudes de onda entre 0,1 de micra y 1 micra). - Disociar una molécula (requiere longitudes de onda entre 0,1 de micra y 1 micra). - Hacer vibrar una molécula (requiere longitudes de onda entre 1 micra y 50 micras). - Hacer rotar una molécula (requiere longitudes de onda mayores que 50 micras). La energía solar tiene longitudes de onda entre 0,15 micras y 4 micras por lo que puede ionizar un átomo, excitar electrones, disociar una molécula o hacerla vibrar. La energía térmica de la Tierra (radiación infrarroja) se extiende desde 3 micras a 80 micras por lo que sólo puede hacer vibrar o rotar moléculas, es decir, calentar la atmósfera. 30

31 Energía interna de la Tierra La temperatura va aumentando con el aumento de la profundidad en el interior de la Tierra hasta llegar a ser de alrededor de C en el núcleo interno. La fuente de energía que mantiene estas temperaturas es, principalmente, la descomposición radiactiva de elementos químicos del manto. Esta energía interna es responsable de las corrientes de convección que mueven las placas litosféricas, por lo que tiene importantes repercusiones en muchos procesos superficiales: volcanes, terremotos, movimiento de los continentes y formación de montañas, entre otros. Radiación cósmica A la parte alta de la atmósfera llega una radiación de longitudes de onda muy cortas que proceden de diferentes puntos del Universo. La llamada radiación cósmica primaria está formada por electrones de alta energía. Cuando incide sobre las moléculas que se encuentran en la alta atmósfera se convierte en radiación secundaria que son rayos ultravioleta. Las moléculas de oxígeno (O 2 ) absorben las radiaciones primaria y secundaria de menos de 200 nm convirtiéndose en ozono (O 3 ). A su vez el ozono absorbe las radiaciones de hasta 300 nm y, de esta manera, gracias al oxígeno y al ozono, la Tierra se encuentra protegida contra las radiaciones cósmicas más peligrosas. 31

32 CAPÍTULO 2. ELEMENTOS CLIMATICOS Identificar y saber medir los diferentes estados en los que se encuentra la atmósfera, en un momento dado y en un lugar determinado, será el tema de estudio en este capítulo. Los elementos climáticos corresponden al conjunto de componentes que caracterizan el clima o el tiempo atmosférico y que interactúan entre sí en las capas inferiores de la atmosfera (tropósfera) y se caracterizan por poder ser medibles mediante aparatos específicos. Para medir estas variables se utiliza un sistema normalizado de aparatos que se localizan en las estaciones meteorológicas con el fin de que la medida sea válida y por tanto, comparable con otras medidas realizadas en los diferentes puntos del planeta. Lección 6. Clases de elementos climáticos. Los principales elementos climáticos son: 1. Temperatura de la superficie terrestre 2. Temperatura de la superficie del mar 3. Precipitación 4. Humedad relativa del aire 5. Radiación solar (Global, directa y difusa) 6. Brillo solar 7. Vientos 8. Presión atmosférica 9. Evaporación 10. Nubosidad Todos ellos, en conjunto, definen el estado de la atmósfera en un momento dado y sus comportamientos predominantes definen el clima de un lugar. Por medio de la observación meteorológica sistemática es posible describir el estado del tiempo de un lugar y, con observaciones de varios años, se puede definir el clima de dicho lugar. La observación meteorológica consiste en la medición y determinación de todos los elementos que en su conjunto representan las condiciones del estado de la atmósfera en un momento y lugar determinado, utilizando el instrumental adecuado. Estas observaciones realizadas con métodos y en forma sistemática, uniforme, ininterrumpida y a horas establecidas, permiten conocer las características y variaciones de los elementos atmosféricos, los cuales constituyen los datos básicos que utilizan los servicios meteorológicos, tanto en tiempo real como diferido. 32

33 Las observaciones deben hacerse, invariablemente, a las horas establecidas y su ejecución tiene que efectuarse empleando el menor tiempo posible. Es de vital importancia que el observador preste preferente atención a estas dos indicaciones, dado que la falta de cumplimiento de las mismas da lugar, por la continua variación de los elementos que se están midiendo u observando, a la obtención de datos que, por ser tomados a distintas horas o por haberse demorado demasiado en efectuarlos, no sean sincrónicas con observaciones tomadas en otros lugares. La veracidad y exactitud de las observaciones es imprescindible, ya que de no darse esas condiciones se lesionan los intereses de las personas que dependen de dicha información. Existe un tipo de observaciones denominadas Observaciones Sinópticas. Son observaciones que se efectúan en forma horaria (horas fijas del día) remitiéndolas inmediatamente a un centro recolector de datos, mediante mensajes codificados, por la vía de comunicación más rápida disponible. Estas observaciones se utilizan para una multitud de fines meteorológicos, en general en tiempo real, es decir, de uso inmediato, y especialmente para la elaboración de mapas meteorológicos para realizar el correspondiente diagnóstico y formular los pronósticos del tiempo para las diferentes actividades. Hay un tipo de observaciones especiales y de gran importancia para la aviación que son las Observaciones Aeronáuticas. Se trata de observaciones especiales que se efectúan en las estaciones meteorológicas instaladas en los aeródromos, esencialmente para satisfacer las necesidades de la aviación, aunque comúnmente se hacen también observaciones sinópticas. Estas observaciones se comunican a otros aeródromos, a las aeronaves en el vuelo, para los despegues y aterrizajes. El piloto necesita algunos elementos esenciales de la atmósfera, como el tiempo presente, dirección y velocidad del viento, visibilidad, altura de las nubes bajas, reglaje altimétrico, etc., para la seguridad del vuelo. Lección 7. Equipos de medición. Todo estudio científico de la atmósfera supone disponer, ante todo, de datos meteorológicos precisos. Nuestros sentidos y principalmente la vista y el tacto nos permiten estimar un gran número de observaciones. Por ejemplo, podemos observar la cantidad de nubes presente en el cielo o determinar la dirección del viento por el movimiento de las hojas o una columna de humo. Estas observaciones se denominan observaciones sensoriales. Sin embargo, nuestros sentidos no bastan y tenemos que recurrir a los instrumentos. Por ejemplo, aunque una persona puede determinar si la presión atmosférica está subiendo o bajando, no puede saber el valor exacto de la misma, para lo cual es necesario consultar a un instrumento. En este caso, las observaciones se llaman observaciones instrumentales. Los elementos que se miden con ayuda de los instrumentos son los siguientes: 33

34 Duración de la insolación o brillo solar. Temperatura del aire, del agua y del suelo. Presión atmosférica. Humedad relativa. Velocidad y dirección del viento. Altura de la base de las nubes. Cantidad de lluvia. Cantidad de evaporación. Radiación solar. La medida de ciertos elementos meteorológicos depende de la instalación de los instrumentos. La elección del emplazamiento de los instrumentos deberá ser tal que sea representativo de las condiciones del medio que le rodea, por lo tanto será necesario evitar toda influencia inmediata de árboles o edificios, lejos de fuertes pendientes y cimas. Los instrumentos meteorológicos para fines científicos deben cumplir los siguientes requisitos: regularidad en el funcionamiento, precisión, sencillez en el diseño, comodidad de manejo y solidez de construcción. De acuerdo con el modo de realizar la lectura, los instrumentos meteorológicos se pueden dividir en dos categorías fundamentales: instrumentos de lectura directa y aparatos registradores. Los primeros son más precisos, pero cada medida necesita una lectura. Los segundos se refieren a instrumentos en los cuales el movimiento de las partes móviles se amplía por palancas, que actúan sobre una plumilla que inscribe sobre una banda de papel enrollado alrededor de un tambor movido por un mecanismo de relojería. Estas bandas están graduadas para poder determinar la hora exacta de cada punto de la curva registrada. A continuación se presenta una lista y descripción de los instrumentos meteorológicos más comunes que hacen parte de una estación meteorológica convencional: CASETA METEOROLOGICA CONVENCIONAL Pequeña casilla de paredes de madera, puerta y fondo de doble persiana que favorece la ventilación interior e impide que la radiación solar afecte a los instrumentos colocados en su interior. Debe de estar pintada de blanco. Se debe encontrar a 1.5 metros de altura y debe poseer un tamaño adecuado para poder colocar todos los instrumentos necesarios para una buena toma de lecturas sin mucha manipulación TERMÓMETRO DE MÁXIMA Interesa saber la temperatura más alta ocurrida en un intervalo determinado de tiempo; por eso se utilizan termómetros especiales que indican dicha temperatura máxima, desde la última 34

35 puesta en estación. Esto indica que si se requieren los valores diarios de la temperatura máxima, cada día, después de las 7 a.m., se debe tomar el registro de la temperatura máxima del día y volver a poner a punto el termómetro de máxima con el fin de que quede en condiciones tales que la última medición no afecte la siguiente. Este termómetro se coloca dentro de la garita en posición casi horizontal con el depósito un poco más bajo que el otro extremo, sobre el soporte adecuado. Para poner en estación el termómetro de máxima, después de la lectura, se retira del soporte y se coloca verticalmente con el depósito hacia abajo, hasta que la columna de mercurio llegue al estrechamiento. Sujetándolo firmemente por la parte contraria al depósito, se sacude un cuarto de vuelta con el brazo extendido, de manera que la columna de mercurio esté alineada con el brazo y el depósito quede hacia el exterior. Esto suele ser suficiente para que la columna de mercurio baje hasta indicar la temperatura actual. TERMÓMETRO DE MÍNIMA Para conocer la temperatura más baja ocurrida en un intervalo determinado de tiempo, se utilizan termómetros especiales que indican la temperatura mínima, desde la última puesta en estación. Esto indica que si se requieren los valores diarios de la temperatura mínima, cada día, después de las 7 a.m., se debe tomar el registro de la temperatura mínima del día y volver a poner a punto el termómetro de máxima con el fin de que quede en condiciones tales que la última medición no afecte la siguiente. Los termómetros de mínima acostumbran a ser de líquido orgánico y llevan un índice con ánima metálica sumergida en el líquido. Cuando la temperatura baja, el líquido arrastra el índice porque no puede atravesar el menisco y se ve forzado a seguir su recorrido de retroceso. Cuando la temperatura sube, el líquido pasa fácilmente entre la pared del tubo y el índice, y éste queda marcando la temperatura mínima por el extremo más alejado del depósito. El termómetro de mínima se colocará dentro de la garita en el soporte adecuado, siempre horizontal. La puesta en estación después de la lectura de la mínima se hará inclinando el termómetro hasta poner el índice de nuevo en contacto con el menisco del líquido, es decir, poniendo hacia arriba el depósito hasta que el índice frene en su caída. HIDROTERMÓGRAFO Sirve para registrar automáticamente la temperatura y la humedad relativa. La medición de la temperatura se realiza por medio de un elemento bimetálico, y la de la humedad relativa, por un haz de cabellos rubios con un tratamiento especial. Ambos valores se registran separadamente en una banda semanal. 35

36 El conjunto medidor está formado por dos sensores, el de temperatura y el de humedad relativa, fijados a una columna. El sensor de humedad relativa es un haz de cabellos que modifica su longitud según las variaciones de humedad. Esta variación de la longitud del haz se transmite mediante un sistema de palancas en el brazo inscriptor, el cual, con un plomo acoplado en su extremo, va registrando las mencionadas variaciones sobre la banda enrollada al tambor. El sensor de temperatura está constituido por un elemento bimetálico circular. Cuando varía la temperatura, se produce un cambio en el radio del elemento medidor, que se transmite a un sistema de palancas que accionan el brazo inscriptor. La banda de registro va colocada sobre un tambor cilíndrico, que contiene el mecanismo de relojería de cuarzo. La banda queda fijada al tambor con una placa metálica. El termohigrógrafo es un aparato muy importante para el estudio del clima. El hecho de poder constatar la hora de la temperatura máxima y mínima, así como la hora de máxima humedad o la de humedad más baja, facilita el trabajo de los estudiosos del tema y de los climatólogos. ANEMÓMETRO Instrumento para medir la velocidad del viento (m/s) o para la observación simultánea de la dirección (grados) y la velocidad del viento. Los anemómetros miden la velocidad instantánea del viento, pero las ráfagas (fluctuaciones habituales del viento) se producen con tal frecuencia que restan interés a dicha medición, por lo que se toma siempre un valor medio en intervalos de 10 minutos. Existe gran diversidad de anemómetros. Los de empuje están formados por una esfera hueca y ligera (Daloz) o una pala (Wild), cuya posición respecto a un punto de suspensión varía con la fuerza del viento, lo cual se mide en un cuadrante. - El anemómetro de rotación está dotado de cazoletas (Robinson) o hélices unidas a un eje central cuyo giro, proporcional a la velocidad del viento, es registrado convenientemente; en los anemómetros magnéticos, dicho giro activa un diminuto generador eléctrico que facilita una medida precisa. - El anemómetro de compresión se basa en el tubo de Pitot y está formado por dos pequeños tubos, uno de ellos con orificio frontal (que mide la presión dinámica) y lateral (que mide la presión estática), y el otro sólo con un orificio lateral. La diferencia entre las presiones medidas permite determinar la velocidad del viento. 36

37 BARÓMETRO DE MERCURIO Aparato inventado por Torriceli en 1643 que sirve para determinar la presión atmosférica por medio de una columna de mercurio. Las unidades son el milímetro de mercurio (mm Hg) o el hectopascal (hpa). PSICROMETRO Permite medir la humedad o contenido de vapor de agua en el aire, distinto a los higrómetros corrientes. Los psicrómetros constan de un termómetro de bulbo húmedo y un termómetro de bulbo seco. La humedad puede medirse a partir de la diferencia de temperatura entre ambos aparatos. El húmedo medirá una temperatura inferior producida por la evaporación de agua. Es importante para su correcto funcionamiento que el psicrómetro se instale aislado de vientos fuertes y de la luz solar directa. PLUVIOMETRO El pluviómetro es el aparato que sirve para medir la precipitación que cae en la superficie de la tierra en forma de lluvia, nieve, granizo, etc. Generalmente, consta de un vaso cilíndrico en el que el lado cortante de la anilla de latón de la parte superior asegura una superficie de recogida con una sección exactamente de 200 cm 2. Un embudo profundo, para que las gotas que hayan entrado no salgan al rebotar, conduce el agua a otro recipiente cilíndrico, el colector de boca estrecha en el que entra el tubo del embudo. Así, toda el agua recogida se conserva en el vaso colector, protegido de la evaporación por el estrechamiento de la boca y por el dispositivo de dobles paredes que resulta. EVAPORIMETRO El evaporímetro sirve para medir la evaporación potencial, es decir, la cantidad de agua por unidad de área y por unidad de tiempo que se evapora a través de una pequeña superficie expuesta al aire libre. El pequeño tamaño de la superficie evaporante es condición esencial para que la presencia del aparato no perturbe sensiblemente el estado de la atmósfera. Hay básicamente de dos tipos, el de tubo y el de tanque. El de tubo está formado por un tubo de cristal cerrado por un extremo y abierto por el otro, que se llena de agua destilada o de lluvia. El extremo abierto se tapa con un disco de papel secante sujeto por una volandera de metal. El aparato se cuelga dentro del abrigo termométrico con la boca abierta hacia abajo; el disco impide que el agua pueda salir, pero permite que se evapore sobre toda su superficie con mayor o menor rapidez, según las condiciones de temperatura y humedad del aire. El tubo lleva grabada una graduación creciente de arriba a abajo en milímetros. El tamaño de los discos ha de ser rigurosamente constante, ya que la graduación del tubo está hecha teniendo en cuenta su 37

38 tamaño. El tubo se ha hecho mucho más estrecho para facilitar la lectura y poder apreciar fácilmente las décimas de milímetro. RADIO SONDA Es un instrumento que es llevado a través de la atmósfera. Básicamente es un gran globo de helio o de otro gas estable y menos denso que el aire ambiente, que se eleva para tomar registros de variables meteorológicas, y algunas veces, para realizar mediciones de concentraciones de ozono. Está provisto de dispositivos que permiten determinar elementos meteorológicos, presión, temperatura, humedad, entre otros, y posee medios radioelectrónicos para la transmisión de estos registros. EQUIPOS PARA LA MEDICIÓN DE RADIACIÓN SOLAR La radiación solar y el brillo solar revisten gran importancia para el estudio de la climatología y del medio ambiente. Existe un gran número de instrumentos para medir diferentes aspectos de la radiación solar. Algunos de ellos son: HELIOGRAFO (DE CAMPBELL STOKES)- SOLARÍMETRO Instrumento registrador de los intervalos de tiempo durante los cuales la radiación solar alcanza una intensidad suficiente para producir sombras distintas. En este tipo de heliógrafo el sol quema una cartulina graduada en horas, la cual está arrollada concéntricamente debajo de la esfera de vidrio. El recuento de intervalos quemados proporciona las horas de sol efectivo del día. La duración de la insolación se determina concentrando los rayos solares sobre una banda constituida por una tira de cartulina que se quema en el punto en que se forma la imagen del sol. En localidades donde no se mida directamente la radiación solar global, es posible obtenerla a partir de los valores de horas de brillo solar, mediante un modelo de regresión lineal simple llamado Ångström Modificado. El modelo se aplica a estaciones de brillo solar de la misma zona geográfica donde se mida simultáneamente radiación y brillo solar. PIRHELIÓMETRO Permite medir la radiación solar directa. Su superficie receptora se dispone perpendicularmente a los rayos solares incidentes. Hay varios tipos de instrumentos que la OMM clasifica como patrones primarios y secundarios. Por ejemplo, el pirheliómetro de cavidad absoluta es un instrumento que posee dos cavidades cónicas idénticas: una externa, que se calienta al estar expuesta a la radiación solar, mientras la otra cavidad, oculta en el interior del instrumento, se calienta utilizando energía eléctrica hasta obtener una temperatura igual a la cavidad externa, 38

39 asignándose el valor de la energía eléctrica consumida como el valor de la radiación solar incidente. PIRANÓMETROS Los piranómetros son instrumentos cuyo sensor termoeléctrico o termopila, protegido por una cúpula de vidrio, convierte la radiación solar en una señal eléctrica de voltaje. Existen piranómetro con banda de sombra para la medición radiación difusa. Las mediciones de la radiación difusa se realizan con piranómetros cuyo sensor es sombreado por una banda o disco, de manera que no deja pasar radiación solar directa. El más tradicional utiliza la banda de sombra en forma de aro o semiaro, puesto de acuerdo con la declinación del Sol y la latitud del lugar. De esta manera, el sensor se protegerá de la radiación directa durante el día. ACTINÓGRAFO El actinógrafo es un instrumento que funciona mediante un sensor termomecánico, protegido por una cúpula de vidrio, conformado por un arreglo bimetálico de dos superficies, una pintada de negro y la otra blanca, el cual registra los valores de la radiación solar incidente mediante el trazo de una gráfica en un tambor movido por un mecanismo de reloj. La precisión de los valores de la radiación global que se obtienen con este instrumento es del orden de ± 8%. Estos instrumentos requieren una calibración con un patrón secundario una vez por año. Un Resumen de los instrumentos más utilizados se encuentra en la siguiente página: Se recomienda consultar el Apéndice C del Atlas de Radiación Solar en Colombia, en donde se encuentra el listado y características de los instrumentos utilizados en Colombia para la medición de diferentes aspectos de la radiación solar (IDEAM, 2005). Lección 8. Estaciones meteorológicas Definiendo observación como el resultado de un proceso de muestreo del cual se obtiene un valor que se da en un contexto de tiempo, en nuestro caso, muestreo de variables meteorológicas; y teniendo en cuenta que cada observación tiene una representatividad, entendida como el grado de certeza que el valor de una variable requiere para un propósito específico (WMO, 2008, Cap. 1), es importante definir las condiciones en las que dichas observaciones se deben tomar. Las observaciones se deben realizar en lugares donde es necesario contar con datos meteorológicos para una o varias finalidades, ya sea en tiempo real, en tiempo diferido o 39

40 ambos. Estos lugares deben reunir determinadas condiciones técnicas normalizadas y se los denomina "estaciones meteorológicas". Una guía de las condiciones que debe cumplir un lugar para que sea adecuado para emplazar instrumentos meteorológicos la ofrece la Organización Meteorológica Mundial en su publicación WMO No. 8, en donde se pueden consultar todas las pautas para obtener registros satisfactorios de variables meteorológicas (WMO, 2008). Según la WMO, el sitio de ubicación de los instrumentos meteorológicos de las estaciones de monitoreo deberá garantizar información representativa en términos de topoescala, es decir, entre los 100 m y los 3 km de la zona que se desea estudiar, evitando la distorsión de los datos debida a la topografía del lugar y a la proximidad de árboles de gran altura o edificaciones muy altas o muy extensas que puedan convertirse en barreras para la circulación del viento. De acuerdo con lo anterior, el sitio más adecuado para ubicar los instrumentos meteorológicos es un lugar despejado, sobre hierba o pasto, o que en un área de 10 m a cada lado de la estación exista este tipo de cobertura vegetal, alejada de declives, hondonadas, picos y acantilados (Fonseca, 2008). La estación debe estar separada de los obstáculos más cercanos por una distancia mayor o igual a la altura de los mismos o que su altura aparente sobre el horizonte no exceda de 10º. Es importante acotar la estación por medio de una malla que evite el paso de animales o personas que puedan intervenir en la correcta operación de los instrumentos. Se recomienda, como parte de la verificación de recolección de datos, principalmente de precipitación, dejar un espacio de 2m x 2m libre de vegetación con tierra apisonada para servir de testigo de la cantidad de humedad contenida en el terreno. Se aconseja evitar instalar las estaciones meteorológicas en terrazas o tejados debido a que estos sitios están expuestos a fuertes rachas de viento que no corresponden al patrón de comportamiento de los vientos de la zona a la altura recomendada de 10 m; además, estas ráfagas pueden crear remolinos que afectan las mediciones de precipitación. Una terraza amplia puede producir variaciones en la velocidad del viento, haciendo que los datos tomados por la estación no representen la realidad del entorno. Por otro lado, se debe evitar superficies de asfalto, concreto o grava (materiales comúnmente utilizados en terrazas) ya que estos materiales no absorben humedad, facilitando la formación de pequeños depósitos de agua que interactúan con la radiación solar, la temperatura y la humedad relativa, distorsionando las mediciones tomadas por los instrumentos de estas variables meteorológicas. Los diferentes instrumentos que hacen parte de una estación meteorológica deber ser instalados siguiéndolas pautas técnicas dadas por la Organización Meteorológica Mundial. En la Figura 9 se muestra la distribución de los instrumentos dentro de una estación, la cual varía si se está en el hemisferio Norte o en el hemisferio Sur, dado que en cada uno de ellos, la radiación solar llega con diferente grado de inclinación. 40

41 Figura 9. Esquema de una Estación Meteorológica Convencional para el hemisferio norte Fuente: WMO, 2008 La Agencia de Protección Ambienta de los Estados Unidos ha definido un protocolo basado en las recomendaciones de la WMO, para la instalación de las estaciones meteorológicas automáticas y de los instrumentos que la componen (EPS, 2006). Por ejemplo, para los sensores de viento, el protocolo es claro en definir la distancia mínima a la que deben estar los elementos más cercanos para que no se conviertan en obstáculos que afecten las mediciones del viento, como se muestra en la Figura 10. Figura 10. Criterios de distancia para la ubicación de los sensores de viento Fuente: Adaptado de EPA,

42 Las estaciones meteorológicas se clasifican en varios tipos según los objetivos y los parámetros que se desee medir (WMO, 2008), entre las principales podemos citar las siguientes: Climatológicas Agrometeorológicas Sinópticas (de superficie y en altitud) Aeronáuticas Especiales Estaciones de recepción de satélites meteorológicos Las estaciones meteorológicas se establecen en la superficie de la tierra, el mar y deben estar espaciadas de tal manera que sea representativa del sector y garantice una cobertura meteorológica adecuada. Por ejemplo la distancia entre estaciones sinópticas principales en la superficie no debe ser superior a los 150 km, entre estaciones de altitud no debe sobrepasar los 300 Km. El espaciamiento óptimo de las estaciones de observación es aquel por el cual el costo ha sido tomado en consideración, en función al objetivo para el que los datos deben utilizarse, la variabilidad temporal y espacial del elemento meteorológico observado y la naturaleza de la topografía de la región donde debe establecerse. Por otro lado, las estaciones pueden ser convencionales o automáticas. Las estaciones convencionales equipadas con instrumentos meteorológicos manuales, que sirven para medir variables climáticas (Figura 11), mientras que una estación meteorológica automática es una herramienta por la cual se obtienen datos de los parámetros meteorológicos como temperatura, humedad, velocidad y dirección del viento, presión atmosférica, lluvia y otros, leídos por medio de sensores eléctricos. Las lecturas son acondicionadas para luego ser procesadas mediante la tecnología de microcontroladores o microprocesadores, y transmitidas a través de un sistema de comunicación (radio, satélites, teléfono, etc.) en forma automática. La estación automática funciona en forma autónoma, las 24 horas, con un sistema de alimentación a través de energía solar (paneles solares) o mediante el uso de la energía eólica. En la Figura 12 se presentan dos estaciones automáticas ubicadas en Bogotá. 42

43 Figura 11. Foto de una estación meteorológica convencional Fuente: Figura 12. Fotos de estaciones meteorológicas automáticas Fuente: Secretaría Distrital de Ambiente. Una vez están instalados los diferentes sensores y equipos de medición de variables meteorológicas, es necesario realizar mantenimientos continuos que garanticen la calidad de las observaciones tomadas. Los siguientes videos describen en detalle cómo se deben realizar calibraciones a los instrumentos meteorológicos que están más expuestos a descalibrarse con el uso:

44 Lección 9. Métodos de determinación Determinación de la lluvia media en una cuenca Las dimensiones de una cuenca hidrográfica son muy variadas, especialmente cuando se trata de estudios que abarcan una área importante, es frecuente que en la misma se sitúen varias estaciones pluviométricas. Para determinar la precipitación en la cuenca en un período determinado se utilizan algunos de los procedimientos siguientes: método aritmético, polígonos de Thiessen y método de las isoyetas. Determinación de Humedad en la Atmósfera Para determinar y medir la humedad existente en la atmósfera, es necesario conocer primero algunos principios básicos y luego, aplicar una formulación sencilla que permite cuantificar la cantidad de agua en vapor o en pequeñas gotas, que se encuentra en un volumen determinado de aire. Con base en el documento de Meruane y Garreaud, se desarrollará este tema (Merruane, Garreaud, 2006). Humedad en la atmósfera El aire en la atmósfera se considera normalmente como una mezcla de dos componentes: aire seco y agua. La capacidad de la atmósfera para recibir vapor de agua se relaciona con los conceptos de humedad absoluta, que corresponde a la cantidad de agua presente en el aire por unidad de masa de aire seco, y la humedad relativa que es la razón entre la humedad absoluta y la cantidad máxima de agua que admite el aire por unidad de volumen. Se mide en tantos por ciento y está normalizada de forma que la humedad relativa máxima posible es el 100%. Cuando la humedad alcanza el valor del 100%, se dice que aire está saturado, y el exceso de vapor se condensa para convertirse en niebla o nubes. El fenómeno del rocío en las mañanas se debe a que la humedad relativa del aire ha alcanzado el 100% y el aire no admite más agua. También se alcanza el la saturación cuando se usa agua muy caliente en un recinto cerrado como por ejemplo en un baño, en este caso el agua caliente se evapora fácilmente y el aire de la habitación alcanza con rapidez el 100% de humedad relativa. Estos dos fenómenos son diferentes pero ilustran las dos formas en que puede aumentar la humedad de un recinto: por disminución de la temperatura ambiental o por aumento de la cantidad de agua en el ambiente. El primero de los fenómenos se relaciona con el concepto de temperatura de rocío. Si se mantiene la cantidad de agua en el ambiente constante y se disminuye la temperatura llega un momento en que se alcanza la saturación, a esta temperatura se le llama temperatura del punto de rocío. Cualquier objeto de una habitación que tenga una temperatura menor que la temperatura de rocío presenta condensación en sus paredes por este fenómeno. Así ocurre, por ejemplo, cuando se saca una lata de bebida del 44

45 refrigerador, su temperatura es seguramente, menor que la de rocío y observamos como la lata se empaña de humedad. Cuantificación de la humedad en la atmósfera Para formalizar los conceptos recién expuestos se usan diferentes parámetros que expresan cuantitativamente el contenido de humedad en la atmósfera. Presión de vapor: La cantidad de vapor presente en la atmósfera se puede expresar por la presión que ejerce el vapor, е, independientemente de los otros gases. La presión total de la atmósfera es la suma de la presión que ejerce el aire seco más la presión ejercida por el vapor de agua, e (según la ley de Dalton) y la cantidad máxima de vapor que puede presentarse depende de la temperatura ambiente. Cuanto mayor sea la temperatura, más vapor puede contener el aire. Cuando el aire está saturado de vapor de agua, la presión parcial del vapor de agua, es, depende sólo de la temperatura de acuerdo a la ecuación de Clausius-Clapeyron. Esta ecuación puede ser usada para predecir dónde se va a dar una transición de fase. Por ejemplo, la relación de Clausius-Clapeyron se usa frecuentemente para explicar el patinaje sobre hielo: el patinador (de unos 70 Kg), con la presión de sus cuchillas, aumenta localmente la presión sobre el hielo, lo cual lleva a éste a fundirse. Funciona dicha explicación? Si T= 2º C, podemos emplear la ecuación de Clausius-Clapeyron para ver qué presión es necesaria para fundir el hielo a dicha temperatura. Asumiendo que la variación de la temperatura es pequeña, y que por tanto podemos considerar constante tanto el calor latente de fusión como los volúmenes específicos, podemos usar: y sustituyendo en L = 3, J/kg, T=271,13 K, ΔV = m3/kg, y ΔT = 2K, Obtenemos: ΔP = 27,2 MPa = 277,36 kgf/cm 2 Esta presión es la equivalente a la de un peso de 150 kg situado sobre un área total de 0,54 cm². Humedad absoluta: La humedad absoluta, ρ v [g/m3], es la densidad de vapor de agua contenido en el aire a una temperatura y presión determinados (masa/volumen): 45

46 donde e esta en [hpa] y T esta en [ºK], Rv = 461 [J/(kg ºK)]. Si el aire está saturado se tiene ρ v = ρ vs (e s,t). Razón de mezcla: La razón de mezcla, r *g/kg+, se define como la razón entre la masa de vapor de agua, ρv, y la masa de aire seco, ρd: donde p es la presión atmosférica (medida en hpa). Si el aire está saturado se tiene r = r s (e s,p). Humedad específica: La humedad específica, q [g/kg], de una muestra de aire húmedo, representa la cantidad de vapor de agua, ρv, contenida en la masa de aire húmedo, ρ v + ρ d : Donde p es la presión de atmosférica en hpa. Si el aire está saturado se tiene q=q s (e s,p). Humedad relativa: La humedad relativa, HR [%], es la proporción de vapor de agua real en el aire comparada con la cantidad de vapor de agua necesaria para la saturación a la temperatura correspondiente. Indica que tan cerca está el aire de la saturación. Se mide en porcentaje entre 0 y 100, donde el 0% significa aire seco y 100% aire saturado: Notar que HR=HR(e,e s (T))=HR(p,T). 46

47 Temperatura del punto de rocío: La temperatura de punto de rocío, Td, es la temperatura a la cual el aire se satura si se enfría a presión constante. La Td está únicamente determinada por la presión de vapor del aire y por lo tanto es la temperatura a la cual la presión de vapor es igual a la presión de saturación del aire, es decir, e=e s (T d ). Lección 10. Aplicaciones. La Meteorología ofrece productos y soluciones aplicables en los más diversos campos de la actividad socioeconómica del país. En este módulo aparecen algunos campos de aplicación. Aplicaciones de la energía solar Entre las múltiples aplicaciones de la energía solar se encuentran su aprovechamiento como luz directa, como fuente de calor y en la generación de electricidad principalmente, a continuación se amplía cada uno de estos usos: Directa Una de las aplicaciones de la energía solar es directamente como luz solar, por ejemplo, para la iluminación. Otra aplicación directa, muy común, es el secado de ropa y algunos productos en procesos de producción con tecnología simple. Térmica La energía solar puede utilizarse para el calentamiento de algún sistema que posteriormente permitirá la climatización de viviendas, calefacción, refrigeración, secado, entre otros, son aplicaciones térmicas. Actualmente existen diversas Centrales Solares Térmicas generando energía en el mundo, cuya base de funcionamiento es el uso indirecto de la energía solar. Ver Central térmica solar. Fotovoltaica Es la energía solar aprovechada por medio de celdas fotoeléctricas (celda solar, auto solar), capaces de convertir la luz en un potencial eléctrico, sin necesariamente pasar por un efecto térmico. Para lograr esto la energía solar se recoge de una forma adecuada. El calor se logra mediante los colectores térmicos, y la electricidad, a través de los llamados módulos fotovoltaicos. Los sistemas de aprovechamiento térmico permiten que el calor recogido en los colectores pueda destinarse y satisfacer numerosas necesidades. Por ejemplo, se puede obtener agua caliente para consumo doméstico o industrial, o bien generar calefacción a casas, hoteles, 47

48 colegios, fábricas, entre otros. Incluso se pueden climatizar las piscinas para permitir su uso durante gran parte del año en aquellos países donde se presentan las estaciones. Las aplicaciones agrícolas son muy amplias. Con invernaderos solares pueden obtenerse mayores y más tempranas cosechas; los secaderos agrícolas consumen mucha menos energía si se combinan con un sistema solar, y, por citar otro ejemplo, pueden funcionar plantas de purificación o desalinización de aguas sin consumir ningún tipo de combustible. Las "células solares", dispuestas en paneles solares, ya producían electricidad en los primeros satélites espaciales. Actualmente se perfilan como la solución definitiva al problema de la electrificación rural, con clara ventaja sobre otras alternativas, pues, al carecer los paneles de partes móviles, resultan totalmente inalterables al paso del tiempo, no contaminan ni producen ningún ruido en absoluto, no consumen combustible y no necesitan mantenimiento. Además, y aunque con menos rendimiento, funcionan también en días nublados, puesto que captan la luz que se filtra a través de las nubes. La electricidad que se obtiene de esta manera puede usarse de forma directa (por ejemplo para sacar agua de un pozo o para regar, mediante un motor eléctrico), o bien ser almacenada en acumuladores para usarse en las horas nocturnas. Incluso es posible inyectar la electricidad sobrante a la red general, obteniendo un importante beneficio. Las células solares están hechas con obleas (láminas) finas de silicio, arseniuro de galio u otro. Hornos solares Los hornos solares son una aplicación importante de los concentradores de alta temperatura. El mayor, situado en Odeillo, en la parte francesa de los Pirineos, tiene reflectores con una superficie total de unos m2 para producir temperaturas de hasta C. Estos hornos son ideales para investigaciones, por ejemplo, en la investigación de materiales, que requieren temperaturas altas en entornos libres de contaminantes. Enfriamiento solar Se puede producir frío con el uso de energía solar como fuente de calor en un ciclo de enfriamiento por absorción. Uno de los componentes de los sistemas estándar de enfriamiento por absorción, llamado generador, necesita una fuente de calor. En general, se requieren temperaturas superiores a 150 C para que los dispositivos de absorción trabajen con eficacia, los colectores de concentración son más apropiados que los de placa plana. Aplicaciones de la energía Eólica Energía eólica es la energía obtenida del viento, es decir, la energía cinética generada por efecto de las corrientes de aire, y que es transformada en otras formas útiles para las actividades humanas. 48

49 El término eólico viene del latín Aeolicus, perteneciente o relativo a Eolo, dios de los vientos en la mitología griega. La energía eólica ha sido aprovechada desde la antigüedad para mover los barcos impulsados por velas o hacer funcionar la maquinaria de molinos al mover sus aspas. En la actualidad, la energía eólica es utilizada principalmente para producir energía eléctrica mediante aerogeneradores. A finales de 2007, la capacidad mundial de los generadores eólicos fue de 94.1 gigavatios.1 En 2009 la eólica generó alrededor del 2% del consumo de electricidad mundial, cifra equivalente a la demanda total de electricidad en Italia, la séptima economía mayor mundial.2 En España la energía eólica produjo un 11% del consumo eléctrico en 2008,3 4 y un 13.8% en En la madrugada del domingo 8 de noviembre de 2009, más del 50% de la electricidad producida en España la generaron los molinos de viento, y se batió el récord total de producción, con megavatios eólicos. La energía eólica es un recurso abundante, renovable, limpio y ayuda a disminuir las emisiones de gases de efecto invernadero al reemplazar termoeléctricas a base de combustibles fósiles, lo que la convierte en un tipo de energía verde. Sin embargo, el principal inconveniente es su intermitencia. Conocer los patrones predominantes de los vientos permite definir rutas de navegación marítima par el ahorro de combustible, trazar rutas aéreas más rápidas, o crear infraestructuras que conviertan la energía eólica en energía eléctrica. Los estudios de la variabilidad diurna del viento a través del año para sitios que pueden ofrecer algún interés desde el punto de vista del aprovechamiento energético a partir de la dinámica atmosférica es una de las aplicaciones que están en auge en el tema de energías renovables. Aplicaciones en Aeronáutica Los informes que la Meteorología suministra a la aviación son de tres tipos principalmente: - informes climatológicos; - informes corrientes u observaciones; - pronósticos. Los Informes Climatológicos están constituidos por los resultados estadísticos de observaciones meteorológicas regulares, efectuadas durante un largo período de tiempo; y sirven, ante todo, para el estudio de proyectos de aeropuertos y de líneas aéreas. Para proyectar un aeropuerto, es extremamente importante conocer la frecuencia de nieblas, de techos bajos, de visibilidad defectuosa, con el fin de saber si se puede esperar una utilización suficientemente regular. La determinación de las direcciones de los vientos dominantes (polígono de vientos) sirve para determinar una orientación juiciosa de las pistas de aterrizaje. Los informes climatológicos no 49

50 interesan, pues, directamente para la realización de un vuelo determinado, para esto, son los informes corrientes y los pronósticos del estado del tiempo en los aeropuertos. Los Informes Corrientes están constituidos por la multitud de observaciones y de medidas hechas por los servicios meteorológicos, que son de utilidad para la realización inmediata del vuelo, indicando al piloto cómo está el tiempo en determinados lugares. Sin duda para que estos informes tengan un carácter de actualidad, es necesario que las observaciones sean hechas a intervalos fijos de tiempo, preestablecidos; en general son de una hora o de media hora; o pueden incluso ser más cortos en casos de situación local peligrosa para la aviación. Por otra parte, es necesario que las observaciones sean transmitidas en tiempo real, lo que es posible gracias a las telecomunicaciones y al cifrado de los mensajes Los pronósticos, que son de extrema importancia para el piloto puesto que conocer de antemano, lo más exactamente posible, el tiempo que hará sobre el trayecto que va a recorrer, le servirá para tomar decisiones durante el trayecto. Es necesario distinguir dos tipos de pronósticos: Las pronósticos de ruta, que son útiles sobre para las líneas aéreas; son comunicadas, poco tiempo antes de efectuar el vuelo, a los servicios de explotación (para establecer los planes de vuelo), así como a las tripulaciones. Estos pronósticos indican qué condiciones meteorológicas se encontrarán durante el recorrido en diferentes altitudes. Los pronósticos de aeropuerto que describen la evolución del tiempo en las capas bajas del aire sobre los aeropuertos durante las próximas horas (que pueden llegar hasta 24). Tales pronósticos constituyen un factor muy importante en la preparación del vuelo, pues permiten sacar conclusiones sobre las posibilidades de aterrizaje, tanto en los aeropuertos de destino como en los llamados alternos para el caso de necesidad. Los pronósticos de ruta se obtienen del Servicio Meteorológico que existe en todo aeropuerto importante. Estos pronósticos deben ser pedidos con suficiente antelación, con el fin de que el meteorólogo de servicio pueda estudiar todos los elementos necesarios para realizar adecuadamente el trabajo. Antes de su partida, el piloto debe pasar personalmente por la Oficina de Meteorología, donde tiene la posibilidad de consultar los mapas del tiempo y los sondeos aerológicos y de pedir los informes complementarios. El piloto debe seguidamente, decidir por sí mismo si puede emprender el vuelo. Para ello, debe conocer sus posibilidades y saber si su aeronave posee las cualidades y el equipo necesario para realizar el vuelo en las condiciones descritas por los pronósticos de ruta. Deberá también juzgar si las condiciones meteorológicas permiten el vuelo, conforme a las reglas en vigor sobre mínimos meteorológicos, en los aeropuertos de partida y de destino; así como, si se presenta el caso, según las condiciones prescritas por su Compañía. 50

51 Aplicaciones en Agricultura UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD El seguimiento de la disponibilidad hídrica en la capa agrícola de suelo, boletines de seguimiento y predicción de las condiciones meteorológicas en las principales zonas agrícolas de un lugar, monitoreo de fenómenos adversos a la agricultura, tales como las sequías y las heladas y notas técnicas sobre aspectos relacionados con la agrometeorología. De igual manera, conociendo los requerimientos hídricos de cada etapa fenológica de un cultivo, se pueden diseñar los distritos de riego necesarios y planear las épocas de uso intensivo de insecticidas. Aplicaciones en Actividades Marinas La Meteorología Marina es la aplicación de la ciencia y de los servicios meteorológicos a las actividades en alta mar, aguas costeras y aguas interiores. Contempla a su vez dos temáticas, la primera enfocada a la investigación sobre la interacción entre el océano y la atmósfera y la segunda encaminada a suministrar servicios de pronóstico a los usuarios que desarrollan actividades económicas o habitan en las zonas costeras del país. Un producto de esta rama aplicada de la -meteorología es la cartilla de mareas, en la cual se hace la descripción física de ésta variable, un inventario de la red con que cuenta el IDEAM para su medición de forma horaria y los pronósticos de pleamares y bajamares (IDEAM, 2011). De igual forma, el pronóstico diario de marea y la obtención de mediciones de estaciones ubicadas en altamar, que permiten conocer la altura del nivel del mar, la emperatura superficial, la salinidad, precipitación, vientos, etc. En cuanto a la investigación aplicada, se pueden tratar temas relacionados con fenómenos y conceptos propios del océano, como los eventos ENOS (El Niño - Oscilación Sur), el régimen de marea de algunos puntos costeros, los fenómenos océano-amenazantes más importantes, entre otros. 51

52 CAPÍTULO 3. VIENTOS Y NUBES Dos de las variables meteorológicas que más evidencia tienen sobre nosotros son las nubes y los vientos. En este capítulo se presentará la teoría básica de los vientos planetarios y locales, así como la caracterización de las diferentes formaciones nubosas que se pueden encontrar en la atmósfera. Lección 11. Clasificación de vientos El viento es básicamente, el desplazamiento del aire en la atmósfera con relación a la superficie terrestre, causado por las diferentes densidades de las masas de aire que se encuentran a distinta temperatura. En meteorología se denomina viento al movimiento del aire paralelo a la superficie terrestre. En cambio, los movimientos de las masas de aire en otras direcciones se denominan corrientes de aire. Por medio del viento se transporta la humedad y el calor de una zona a otra, y de esta manera se determina el clima en un determinado punto del planeta. Al ser una magnitud vectorial se la conoce por su dirección, sentido y velocidad. Generalmente se emplean 16 rumbos de la rosa de los vientos (Figura 13) que nos indica la dirección desde la cual proviene el viento, no hacia dónde va. Figura 13. Rosa de los Vientos Fuente: 52

53 El peso del aire encima de un objeto ejerce una fuerza por unidad de área sobre ese objeto y esta fuerza es conocida como la presión. Las variaciones en la presión llevan al desarrollo de los vientos, los cuales a su vez influyen en el estado del tiempo diario. Conociendo la velocidad del viento, es posible conocer algunos de sus efectos e incidencia sobre el plano acuoso. Uno de ellos es el movimiento mecánico del agua que se produce por la fricción del aire contra la superficie del líquido o más conocido como ola. Para la navegación marítima y aérea es de gran importancia conocer la velocidad y dirección del viento y tomar acciones con respecto a estas condiciones. Unidades de medida: 1 m/s = 3,6 km/h 1 m/s = 2,237 millas/h 1 m/s = 1,944 nudos 1 nudo = 1 milla náutica/h 1 nudo = 0,5144 m/s = 1,852 km/h 1 nudo = 1,125 millas/h Escala de BEAUFORT La Escala de Beaufort es una guía para clasificar la intensidad de los vientos. Se creó con el fin de tener pautas para la correcta navegación en el mar y posteriormente se adoptó para todas las aplicaciones relacionadas con la velocidad del viento. En la Tabla 4 se presenta una escala de clasificación de vientos adaptada para el medio naval español. Leyes y Clasificación de los Vientos. El viento es una corriente de aire que se forma en la atmósfera por las diferencias de temperaturas y presión entre diversos puntos. El viento es un elemento termodinámico del clima, la desigual presión atmosférica originada por la diferencia de temperatura es la que origina el movimiento de las masas de aire; su velocidad y dirección puede ser modificada por la fuerza de movimiento de rotación de la tierra y las formas de relieve entre otras. El viento es parte importante del ciclo hidrológico debido a que transporta humedad originada en los mares hacia el macizo continental. El movimiento de rotación es el que ocasiona la fuerza deflexiva y es la causante que todos los cuerpos fluidos se desplacen horizontalmente sobre la corteza terrestre y sufran desviaciones a la derecha en el hemisferio norte y a la derecha en el hemisferio sur. Tal desviación es inexistente en el ecuador y aumenta en los polos que puede ser apreciado en los vientos constantes, es decir, los vientos tienen una escala predominante a nivel global. 53

54 Leyes de los vientos: UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD 1ª. Los vientos circulan desde las regiones de alta presión hacia las de baja presión (Ley de Buys Ballot). 2ª. Por efecto de la rotación de la tierra, los vientos se desvían a la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur ( Ley de Ferrel ). 3ª. La velocidad del viento está en razón directa con la diferencia de presión entre las cuales sopla ( Ley de Stephenson ). Tabla 4. Escala de Beaufort Grado Denominación Velocidad (nudos) Especificaciones Altura olas (metros) 0 Calma 0/1 La mar está como un espejo. - 1 Ventolina 1/3 Empieza a rizarse la mar. 0,1 2 Muy Leve 4/6 Olas pequeñas que no rompen. 0,2 (0,3) 3 Leve 7/10 Olas algo mayores con algunos borregos dispersos. 0,6 (1) 4 Moderado 11/16 Las olas se hacen más largas. 1 (1,5) 5 Moderado 17/21 Olas moderadas claramente más alargadas. Abundancia de 2 (2,5) Alto borregos y algunos rociones. 6 Regular 22/27 Empiezan a formarse olas grandes. Aumentan los rociones. 3 (4) 7 Fuerte 28/33 La mar se vuelve gruesa. La espuma es arrastrada en 4 (5,5) dirección del viento. Es peligrosa la navegación de buques con cubierta. 8 Temporal 34/40 Olas grandes de altura media y más alargadas. De la parte alta de las crestas empiezan a desprenderse rociones en forma de remolinos. La espuma vuela en la dirección del viento. Es peligrosa la navegación de buques grandes. 5,5 (7,5) 9 Temporal fuerte 10 Temporal duro 11 Temporal muy duro 12 Temporal huracanado 41/47 Olas muy grandes. La espuma es arrastrada en nubes espesas. La mar empieza a rugir. Los rociones dificultan la visibilidad. 48/56 Olas con grandes crestas empenachadas. La mar aparece blanca y su rugido es intenso. La visibilidad se reduce 57/63 Olas excepcionalmente altas. Los buques de mediano tonelaje pueden perderse de vista. Mar completamente blanca de espuma. Se reduce aún más la visibilidad. 64 El aire está lleno de espuma y de rociones. Visibilidad casi nula. Se imposibilita toda clase de navegación. Fuente: Beaufort 7 (10) 9 (12,5) 11,5 (15) 14 (17,5) 54

55 Clasificación Global de los Vientos Los vientos se clasifican en regulares o constantes, en periódicos e Irregulares. Los regulares se dividen en Alisios, contralisios y polares; los periódicos, en monzones y brisas; mientras que los irregulares en Ciclones tropicales, tornados, trombas locales. Circulación General de la Atmosfera La circulación general de los vientos en la atmósfera se encuentra dividida por celdas que contienen los llamados vientos regulares o constantes, que siempre se mueven en la misma dirección. Y pues si la tierra no se moviera y fuera lisa el aire polar bajaría hacia el ecuador, se calentaría y ascendería con dirección al polo por la alta atmósfera. La circulación general de los vientos que hay en la atmósfera definen los patrones climáticos más relevantes del planeta. La Figura 14 representa el movimiento de los vientos Alisios, que son los que más influyen en nuestra zona ecuatorial, de los vientos del Oeste y de las celdas principales de circulación para algunas áreas del planeta. La celda que incluyen en nuestro país es la celda de Hadley. Los vientos Alisios son los predominantes del Este que soplan desde las áreas de altas presiones subtropicales hacia el cinturón de las bajas presiones ecuatoriales, con dirección NE-SO en el hemisferio norte (alisios del noreste o boreales) y SE-NO en el hemisferio sur (alisios del sureste o australes). El contacto entre ambos alisios se produce en la llamada zona de convergencia intertropical, una franja en la que el aire asciende acompañado de nubes y precipitaciones para después descender en las regiones tropicales, donde la subsidencia impide la formación de nubes y se encuentran las mayores áreas desérticas del mundo. La zona de confluencia intertropical a veces se interrumpe por la presencia de una zona de calmas ecuatoriales, caracterizada por vientos ligeros y variables: las llamadas calmas o doldrums. Los vientos alisios barren aproximadamente el 30% de la superficie del globo. En función de su situación geográfica, cabe distinguir entre alisios oceánicos, continentales y aquellos que recorren el ecuador en calidad de monzón; se dejan sentir más en las masas oceánicas que en las continentales. Se caracterizan por la regularidad de su intensidad (20 km/h de promedio) y la constancia de su dirección. Por ello, resultaron de gran utilidad para la navegación de los veleros comerciales hacia el oeste en el pasado, motivo por el cual también se les conocía como Trade Winds, que significa vientos del comercio. Su espesor a veces alcanza varios miles de metros. Se trata de vientos secos en su origen pero que se cargan de humedad al atravesar el océano, causando lluvias de relieve en las costas orientales de los continentes en estas latitudes. 55

56 Figura 14. Circulación General de la Atmósfera Fuente: Otros vientos de importancia planetaria son los vientos del Oeste, que se forman y circulan en los polos de la tierra. Son vientos fríos y secos. El esquema de la circulación de los vientos planetarios se puede ver en la Figura 15. Figura 15. Patrones de circulación de los vientos planetarios Fuente: 56

57 Vientos Locales UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD Existen otros tipos de vientos que están asociados a la topografía y características geográficas de un lugar específico. A estos vientos se les denomina locales y suelen tener un comportamiento constante dependiendo de la época del año o de los vientos planetarios. Vientos locales tienen características propias de velocidad, nubosidad y dirección y pueden ser fríos y secos. Ejemplo de vientos locales son la Bora que se forma en los Balcanes, el Mistral que sopla desde la meseta central de Francia hacia el sur, el Norte proveniente de Norteamérica y va hacia el Golfo de México y el pampero, nombre que se le da en Argentina. Estos vientos también pueden ser cálidos y secos como lo son la Tramontana que sopla en los Pirineos, la Zonda que va de los Andes hacia el noroeste argentino, el Föehn en Suiza, el chenook en Estados Unidos. Las brisas, los huracanes, los ciclones y los monzones se consideran vientos locales. Las Brisas Las brisas son un tipo de viento local que se da en las zonas costeras o en los lugares montañosos. Es así que las brisas pueden ser de mar y de tierra o de valle y de montaña, y se forman principalmente por la diferencia de temperatura existente entre uno y otro. La brisa de mar y tierra se forma principalmente en las costas y es debido al calentamiento que existe durante el día en la costa originando que el aire se eleve, el viento frío ocupa su lugar moviéndose del mar hacia el continente dando lugar a la brisa diurna o marítima. Durante la noche la tierra tiene un enfriamiento más rápido que el mar formando la brisa terral o nocturna La brisa de la montaña y del valle se produce por la diferencia de las temperaturas el valle se calienta y enfría más lentamente que la montaña y da lugar a la brisa del valle y en la noche la montaña es la que da lugar a la brisa de la montaña por su rápido enfriamiento. Los Monzones Los monzones (que significan en árabe "estación del año"), se producen debido a la diferencia entre temperaturas y presiones entre el mar y la tierra. Durante el verano se origina una zona de baja presión sobre el continente y de alta presión sobre el mar; la dirección dominante es del suroeste al noreste y en muy pocas regiones del sureste al norte; su influencia es aproximadamente hasta los 36º de latitud y se le denomina monzón de verano, los monzones de invierno soplan en dirección contraria al de verano, son vientos secos y fríos que soplan del continente al océano y se forman durante épocas de sequía. 57

58 Los Ciclones Vientos irregulares: se forman en regiones con centros transitorios de presión y son siempre variables. Se puede citar a los ciclones que generalmente se desarrollan sobre océanos tropicales debido al movimiento de rotación, formando una espiral ascendente que origina nubes que producen lluvias. Tal espiral tiene en el centro una zona de calma que puede denominársele ojo de ciclón o vórtice y el tamaño del eje es variable y oscila entre los 35 a 90 km. En ocasiones, se denomina igualmente ciclón a los tornados o torbellinos de viento fuerte, acompañados por una nube característica en forma de chimenea que desciende desde una nube cumulonimbo. Un tornado puede tener una anchura desde unos metros hasta casi un kilómetro en la zona de contacto con el suelo, con un promedio de algunos pocos cientos de metros. Puede penetrar poco en tierra o recorrer muchos kilómetros, causando grandes daños allí donde desciende. La chimenea es visible por el polvo aspirado hacia arriba y por la condensación de gotitas de agua en el centro. Cuando un tornado es formado en el mar se le conoce con el nombre de tromba. Un ejemplo de la velocidad de los vientos en Colombia, se presenta en el mapa de la Figura 16. En el Atlas del Viento y Energía Eólica de Colombia (IDEAM, 2006), se encuentran los mapas de diferentes aspectos que se pueden analizar de los vientos para el territorio colombiano. Para Explorar:

59 Figura 16. Mapa de la velocidad media del viento en superficie para Colombia estimada para los meses de enero. IDEAM, 2006 Lección 12. Ley exponencial de velocidad La ley exponencial de la velocidad hace referencia a que la velocidad del viento varía con la altura, a mayor altura, mayor es la velocidad que pueden tener los vientos. Esta propiedad se describe por medio de la Ley de Hellmann. 59

60 Ley Exponencial de Hellmann UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD Los cambios de las intensidades de los vientos a medida que se incrementa la altura, siguen un comportamiento aproximado de una ecuación de tipo estadístico, conocida como ley exponencial de Hellmann, que tiene la forma: En la que v h es la velocidad del viento a la altura h, v 10 es la velocidad del viento a 10 metros de altura y α es el exponente de Hellmann que varía con la rugosidad del terreno, y cuyos valores vienen indicados en la Tabla 5. Tabla 5. Valores del exponente de Hellmann en función de la rugosidad del terreno Rugosidad del Terreno α Lugares llanos (mar, costa) 0,14a Terrenos poco accidentados 0,13 0,16 Zonas rústicas 0,2 Terrenos accidentados o bosques 0,2 0,26 Terrenos muy accidentados y ciudades 0,25 0,4 Lugares llanos con hielo o hierba 0,08 0,12 Fuente: Adaptado de Un gráfico que muestra el incremento significativo que tiene la velocidad del viento al aumentar la altura en la que se mide, según la ley exponencial de Hellmann, se presenta en la Figura 17. Figura 17. Variación de la velocidad del viento con la según la ley exponencial de Hellmann Esta característica de los vientos es esencial para el pronóstico del tiempo. Los vientos altos son más fuertes y regulan los vientos bajos. La Figura 18 muestra el viento predominante en la tropósfera alta. Los vientos azules son los más altos, que son los más fuertes que se dan en la atmósfera, le siguen los vientos amarillos y luego los verdes, cuya intensidad es menor. 60

61 Figura 18. Descripción de vientos en la tropósfera alta, para el 22 de junio de 2011 a las 15 horas - tiempo universal Fuente: Los vientos de la tropósfera baja, cerca de la superficie, son más débiles y suelen tener comportamientos locales menos fuertes que los comportamientos globales de los vientos altos. La Figura 19 muestra vientos a tres alturas cerca de la superficie. Los vientos más débiles son los verdes, los cuales están a una altura de 750 metros sobre el nivel del mar, aproximadamente y responden a las condiciones locales de cada zona. Página recomendada: Con esta página se puede conocer más acerca de los movimientos de los vientos a diferentes alturas y a diferentes horas. 61

62 Figura 19. Descripción de vientos en la tropósfera baja, para el 22 de junio de 2011 a las 15 horas - tiempo universal Fuente: Lección 13. Huracanes. Los huracanes se presentan cuando los vientos del ciclón tropical alcanzan los 117 kph. Las nubes tienen una forma más circular y una rotación alrededor de su centro, conocido como "ojo", zona con un radio de acción entre 10 y 30 km/h. Alrededor del ojo se producen lluvias abundantes que se extienden a distancias entre 300 y 2000 km del centro. Bordeando el ojo se encuentra la parte más devastadora. El huracán es el más severo de los fenómenos meteorológicos conocidos como ciclones tropicales. Estos son sistemas de baja presión con actividad lluviosa y eléctrica cuyos vientos rotan antihorariamente (en contra de las manecillas del reloj) en el Hemisferio Norte o en 62

63 dirección de las manecillas del reloj en el Hemisferio Sur. Un ciclón tropical con vientos menores o iguales a 62 km/h es llamado depresión tropical. Cuando los vientos alcanzan velocidades de 63 a 117 km/h se llama tormenta tropical y, al exceder los 118 km/h, la tormenta tropical se convierte en huracán. DEPRESIÓN TROPICAL: ciclón tropical en el que el viento medio máximo a nivel de la superficie del mar (velocidad promedio en un minuto) es de 62 km/h o inferior. TORMENTA TROPICAL: ciclón tropical bien organizado de núcleo caliente en el que el viento promedio máximo a nivel de la superficie del mar (velocidad promedio en un minuto) es de 63 a 117 km/h. HURACÁN: ciclón tropical de núcleo caliente en el que el viento máximo promedio a nivel del mar (velocidad promedio en un minuto) es de 118 km/h o superior. Los tres fenómenos anteriores pueden darse simultáneamente, tal y como se muestra en la imagen satelital de la Figura 20, Figura 20. Huracán, Tormenta y Depresión tropical cerca al Golfo de Méjico en el año 2008 NOAA, 2008 Una de las diferencias principales entre los tres tipos de ciclones tropicales es su organización. La depresión tropical agrupa nubosidad y lluvia pero las bandas espirales no están bien delimitadas. La tormenta tropical es un sistema atmosférico con una mejor estructura, con bandas espiraladas convergentes hacia el centro del sistema. El huracán por su parte es un sistema totalmente organizado en toda la troposfera con bandas espiraladas de lluvia bien delimitadas. La palabra "huracán" deriva del vocablo Maya "hurakan", nombre de un Dios creador, quien, según los mayas, esparció su aliento a través de las caóticas aguas del inicio, creando, por tal motivo, la tierra. 63

64 La Temporada de Huracanes en la Cuenca del Atlántico comienza el 1 de junio y termina el 30 de noviembre. La Cuenca del Atlántico comprende el Mar Caribe, el Golfo de México y el Océano Atlántico. El huracán produce dos tipos de efectos desde el punto de vista técnico: el efecto directo es cuando una región específica es afectada por vientos, lluvia y marejada generados por el huracán; el efecto indirecto, incluye únicamente uno o dos de los anteriores efectos. El efecto de un huracán puede ser devastador. Estas imágenes ilustran la total destrucción del complejo de apartamentos Richeliue (Florida, EEUU) tras el paso del huracán Camille en 1969 (Figura 21). Antes de Camille Después de Camille Figura 21. Fotografías de los desastres causados por el Huracán Camille Fuente: La escala Saffir-Simpson define y clasifica la categoría de un huracán en función de la velocidad de los vientos del mismo. En la Tabla 6 se muestra la categorización de los huracanes de acuerdo con la velocidad de los vientos. La categoría 1 es la menos intensa (vientos de 119 a 153 km/h); la categoría 5 es la más intensa (vientos mayores que 250 km/h). La categoría de un huracán no está relacionada necesariamente con los daños que ocasiona. Los huracanes categorías 1 ó 2 pueden causar efectos severos dependiendo de los fenómenos atmosféricos que interactúen con ellos, el tipo de región afectada y la velocidad de desplazamiento del huracán. Los huracanes de categoría 3,4, o 5 son considerados como severos. Tabla 6. Escala Saffir-Simpson Categoría Rango de velocidad de los vientos (kilómetros por hora) mayor que 250 Fuente: Adaptado de 64

65 Los ciclones y huracanes se observan por medio de observaciones directas o por observaciones indirectas, según se muestra en la Figura 22. Métodos de Observación de Huracanes Observaciones directas: se llevan a cabo por medio de aviones, barcos o boyas que determinan las dimensiones y velocidad de los vientos del ciclón tropical. Cuando el huracán hace contacto con la parte continental, las mediciones se hacen con estaciones meteorológicas; los radiosondas registran datos de las partes superiores del sistema (niveles altos de la atmósfera). Observaciones indirectas: se realizan por medio de satélites meteorológicos y radares que detectan el comportamiento del sistema, así como sus características físicas. Figura 22. Métodos de Observación de Huracanes (Imagen del Programa COMET) Varios son los instrumentos meteorológicos y oceánicos utilizados para obtener datos de un huracán: aviones de reconocimiento, barcos, radiosondeos, radares, satélites, estaciones meteorológicas en tierra, boyas marinas... Todos estos instrumentos toman los datos necesarios para alimentar los modelos numéricos que preverán, con la incertidumbre del caso, la trayectoria más probable que hará el huracán. El seguimiento a los huracanes y ciclones lo hace el Instituto Cooperativo para Estudios de Satélites Meteorológicos del Centro de Ingeniería y Ciencias del Espacio de la Universidad de Wisconsin-Madison. Se recomienda consultar su página en: Lección 14. Formación de nubes. Las nubes son la forma condensada de humedad atmosférica compuesta de pequeñas gotas de agua o de diminutos cristales de hielo. Son el principal fenómeno atmosférico visible. Como tales, representan un paso transitorio, aunque vital, en el ciclo del agua. Este ciclo incluye la 65

66 evaporación de la humedad desde la superficie de la Tierra, su transporte hasta niveles superiores de la atmósfera, la condensación del vapor de agua en masas nubosas y el retorno final del agua a la tierra en forma de precipitaciones de lluvia y nieve. Video recomendado: En meteorología, la formación de nubes debida al enfriamiento del aire provoca la condensación de vapor de agua, invisible, en gotitas o partículas de hielo visibles. Las partículas que componen las nubes tienen un tamaño que varía entre 5 y 75 micras (0,0005 cm y 0,008 cm). Las partículas son tan pequeñas que las sostienen en el aire corrientes verticales leves. Las diferencias entre formaciones nubosas derivan, en parte, de las diferentes temperaturas de condensación. Cuando ésta se produce a temperaturas inferiores a la de congelación, las nubes suelen componerse de cristales de hielo; las que se forman en aire más cálido suelen estar compuestas de gotitas de agua. Sin embargo, en ocasiones, nubes "super enfriadas" contienen gotitas de agua a temperaturas inferiores a la de congelación. El movimiento de aire asociado al desarrollo de las nubes también afecta a su formación. Las nubes que se crean en aire en reposo tienden a aparecer en capas o estratos; las que se forman entre vientos o aire con fuertes corrientes verticales presentan un gran desarrollo vertical. Las nubes desempeñan una función muy importante, ya que modifican la distribución del calor solar sobre la superficie terrestre y en la atmósfera. En general, ya que la reflexión de la parte superior de las nubes es mayor que la de la superficie de la Tierra, la cantidad de energía solar reflejada al espacio es mayor en días nublados. Aunque la mayor parte de la radiación solar es reflejada por las capas superiores de las nubes, algo de radiación penetra hasta la superficie terrestre, que la absorbe y la emite de nuevo. La parte inferior de las nubes es opaca para esta radiación terrestre de onda larga y la refleja de vuelta a la Tierra. El resultado es que la atmósfera inferior absorbe, en general, más energía calorífica en días nublados por la presencia de esta radiación atrapada. Por el contrario, en una día claro la superficie de la Tierra absorbe inicialmente más radiación solar, pero esta energía se disipa muy rápido por la ausencia de nubes. Sin considerar otros efectos meteorológicos relacionados, la atmósfera absorbe menos radiación en días claros que en días nublados. La nubosidad tiene una influencia considerable en las actividades humanas. La lluvia, vital para la producción de plantas alimenticias, deriva de la formación de las nubes. En los primeros tiempos de la aviación, la visibilidad estaba afectada por las nubes; con el desarrollo del vuelo con instrumentos, que permite al piloto navegar en el interior de una nube grande, este obstáculo ha sido mitigado. 66

67 El primer estudio científico de las nubes empezó en 1803, cuando el meteorólogo británico Luke Howard ideó un método de clasificación de nubes. Lo siguiente fue la publicación, en 1887, de un sistema de clasificación que más tarde sirvió de fundamento del conocido Atlas Internacional de las Nubes (1896). Este atlas se revisa y modifica regularmente y se usa en todo el mundo. Ls formación de nubes responde a las leyes de la física y existe una rama de la meteorología denominada Microfísica de nubes, que se encarga del estudio de los procesos físicos que están involucrados en la formación de las gotas de agua que forman las nubes. La formación de las gotas de agua en la atmósfera se debe a la respuesta de la humedad existente en la atmósfera frente a los cambios de temperatura debido al calentamiento de la superficie terrestre. Partiendo de la primera ley de la termodinámica, para una parcela de aire húmedo que asciende bajo condiciones adiabáticas, al alcanzar el punto de saturación de equilibrio, se requiere de núcleos de condensación para que se formen las gotas de agua. La condensación del vapor de agua se produce en un cierto número de núcleos disponibles, la mayoría de ellos están constituidos por sales marinas, pero también por productos de combustión, que contienen azufre, oxido de carbono y metano entre otros. La característica esencial de estos núcleos es que actúan como centros de depósitos de agua líquida, hasta la formación de gotitas apreciables. El proceso mediante el cual las gotitas de agua se forman sobre los núcleos, a partir de la fase de vapor se denomina nucleación heterogénea, para que esto suceda, el aire húmedo en la atmósfera al enfriarse debe alcanzar una humedad relativa próxima al 100%, es entonces bajo estas condiciones cuando los núcleos más higroscópicos empiezan a actuar como un centro de condensación. Se recomienda leer el artículo de microfísica de nubes (Falcon, Muñoz, 2011) donde se explica en detalle todo el proceso de formación de nubes en: Lección 15. Clasificación de nubes. Las nubes suelen dividirse en cuatro familias principales según su altura: nubes altas, nubes medias, nubes bajas y nubes de desarrollo vertical; estas últimas se pueden extender a lo largo de todas las alturas. Estas cuatro divisiones pueden subdividirse en género, especie y variedad, describiendo en detalle el aspecto y el modo de formación de las nubes. Nubes altas Son nubes compuestas por partículas de hielo, situadas a altitudes superiores a los 8 km sobre la tierra. Esta familia contiene tres géneros principales. Los cirros que están aislados, tienen aspecto plumoso y en hebras, a menudo con ganchos o penachos, y se disponen en bandas. Los 67

68 cirroestratos que aparecen como un velo delgado y blanquecino; en ocasiones muestran una estructura fibrosa y, cuando están situados entre el observador y la Luna, dan lugar a halos. Los cirrocúmulos forman globos y mechones pequeños y blancos parecidos al algodón; se colocan en grupos o filas. Nubes medias Son nubes compuestas por gotitas de agua, tienen una altitud variable, entre 3 y 6 km sobre la tierra. Esta familia incluye dos géneros principales. Los altoestratos parecen velos gruesos grises o azules, a través de los que el Sol y la Luna sólo pueden verse difusamente, como tras un cristal traslúcido. Los altocúmulos, que tienen el aspecto de globos densos, algodonosos y esponjosos un poco mayores que los cirrocúmulos. El brillo del Sol y la Luna a través de ellos puede producir una corona, o anillo coloreado, de diámetro mucho menor que un halo. Nubes bajas Estas nubes, también compuestas por gotitas de agua, suelen tener una altitud menor de 1,6 km. Este grupo comprende tres tipos principales. Los estratocúmulos son grandes rollos de nubes, de aspecto ligero y de color gris. Con frecuencia cubren todo el cielo. Debido a que la masa nubosa no suele ser gruesa, a menudo aparecen retazos de cielo azul entre el techo nuboso. Los nimboestratos son gruesos, oscuros y sin forma, son nubes de precipitación, desde las que casi siempre llueve o nieva. Los estratos son capas altas de niebla. Aparecen, como un manto plano y blanco, a alturas por lo general inferiores a los 600 m. Cuando se fracturan por la acción del aire caliente en ascensión, se ve un cielo azul y claro. Nubes de desarrollo vertical Las nubes de esta familia alcanzan altitudes que varían desde menos de 1,6 km hasta más de 13 km sobre la tierra. En este grupo se incluyen dos tipos principales. Los cúmulos tienen forma de cúpula o de madejas de lana, se suelen ver durante el medio y el final del día, cuando el calor solar produce las corrientes verticales de aire necesarias para su formación. La parte inferior es, en general, plana y la superior redondeada, parecida a una coliflor. Los cumulonimbos son oscuros y de aspecto pesado. Se alzan a gran altura, como montañas, y muestran a veces un velo de nubes de hielo, falsos cirros, con forma de yunque en su cumbre. Estas nubes tormentosas suelen estar acompañadas por aguaceros violentos e intermitentes. Un grupo de nubes anómalo, es el que incluye las nubes nacaradas, o de madreperla, con altitudes entre 19 y 29 km, y las nubes noctilucentes, con altitudes entre 51 y 56 km. Estas nubes, muy delgadas, pueden verse sólo entre el ocaso y el amanecer, en altas latitudes. 68

69 El desarrollo de la aviación a gran altura ha introducido un nuevo grupo de nubes artificiales llamadas estelas de condensación. Están formadas por el vapor de agua condensado que, junto a otros gases, es expulsado por los motores de los aviones. En la Tabla 7 se describen las características de cada tipo principal de nube, la altura en la que se ubican, la composición y el proceso físico que predomina en su proceso de formación. Cirrus Cirro - stratus Cirro - cumulus Alto - estratus Alto - cumulus Tabla 7. Clasificación de las nubes y características ALTURA COMPOSICIÓN FORMACIÓN FORMA COLOR PREVISIÓN NUBES ORIGEN Nubes Altas. Por encima de 5 km. Nubes Altas. Por encima de 5 Km. Nubes Altas. A partir de 5 Km Nubes Medias. Entorno a 3'5 Km Nubes Medias. Cristales de Hielo Cristales de hielo Inicialmente por cristales de hielo y puede pasar por otros tipos. Cristales de hielo y gotas de agua Nubes heladas Por convección o por transformación de un cirrostrato espeso. Por convección, por ascensos bruscos originados dentro de borrascas. a veces por aglomeración de cirrus. A partir de cirros y cirroestratos. Expansion de cumulus al elevarse o por descenso o compresión de altocumulus. Descenso de cirros o por evaporación Filamentos de aspecto fibroso que aparecen como mechones aislados. Nube muy extensa que acaba por cubrir todo el cielo, con forma de velo transparente, de aspecto fibroso. Aspecto aborregado como capas de algodón dispuestas en grupos, son nubes descendentes Grandes masa nubosas compactas y uniformes, ligeramente estiradas, no ocultan el sol. Redondas, formando grupos que Blanco Blanco lechoso Blanca Azuladas o grises Blancas o grises Aisladas : buen tiempo. Con Cirrostratos llegada de frente con posibles lluvias. LLegada de precipitaciones y de una borrasca. Dejan pasar el sol dando lugar a halos de sol o de luna. No suelen presargiar precipitaciones, pues son demasiado tenues. Por expansión: mejora del tiempo. Por compresión lluvia. Fin de la inestabilidad Cirrocumulus Altocumulus Cumulonimbus Cirrocumulus Cumulonimbus Altocumulus Cumulonimbus Cumulus Cumulonimbus 69

70 Nimbo - estratus Estrato - cumulus Estratus Cumulus Cumulonimbus Entorno 3-4 Km Nubes Bajas. Entorno a 1Km Nubes Bajas. Entorno a 1 Km. Nubes Bajas. Nubes de desarrollo vertical. Nubes de desarrollo vertical Por todos los estados del agua. Por gotas de agua o de lluvia Gotas de agua. si la temperatura de la superficie es muy fria puede estar formada por cristales de hielo. Gotas de agua o cristales de hielo Gotas de agua, de lluvia, copos de nieve, gotas heladas... de cumulus Descenso de los altoestratos Por convección Por convección, por contrastes de temperatura entre superficie y atmosfera. Por cirros o cirrocumulus pueden llegar a formar lineas estrechas, onduladas, paralelas. Capas espesas que suelen cubrir todo el cielo. no dejan ver el sol. Grandes rodillos de gran extensión horizontal. dejan ver el sol. nubes individuales. Nubes tenues 1- Nubes coliflor, nubes de algodón con base horizontal. 2- Nubes con sombras dentro y bordes bien definidos. Nubes de gran altura. su base es estratiforme no muy elevada; el Oscuro Blanco o gris Gris sucio 1- Blanco 2- Grisáceo Blancas Precipit. intensas de lluvia o nieve durante 3-6 horas acompañadas de borrascas Buen o mal tiempo. Precipitación debil de poca duración 1- Buen tiempo 2- Precipitaciones abundantes y tormentosas que afectan a poca superficile. Si tienen baja humedad no ocasionan precipitaciones. Precipitaciones muy intensas en forma de lluvia, pedrisco, granito o nieve, que traen Cumulus Cumulonimbus Altoestratus Nimbostratus Cumulus Cumulonimbus Nimboestratus Cumulus Cumulonimbus Altocumulus Stratocumulus Altocumulus Altoestratus 70

71 tronco de forma cumuliforme; lleva asociado el yunque o cabeza de la nube. aparato electrico. desarrollan tornados. Nimboestratus Stratocumulus Cumulus Gran desarrollo vertical. Fuente: Con imágenes satelitales es posible conocer la altura y temperatura de las formaciones nubosas del planeta. Las imágenes en el canal de vapor de agua da información acerca de la altura de las nubes, las imágenes en infrarrojo dan información de las nubes que se encuentran en niveles medios y las imágenes del espectro visible proveen información acerca de la nubosidad en capas bajas de la atmósfera. En la Figura 23 se muestran fotografías satelitales en tres canales, para un momento dado del 22 de junio de Figura 23. Imágenes satelitales de formaciones nubosas. Visible (izq.), Vapor de agua (medio), Infrarrojo (der). Fuente: IDEAM, Páginas recomendadas: ContenidoPublicacion&id=747 Nubes/_- _Tipos_de_nubes_3iu.html

72 UNIDAD 2. TIEMPO Y CLIMA GLOBAL CAPÍTULO 4. MASAS DE AIRE Existen grandes estructuras en la atmósfera que son capaces de cambiar temperaturas de extensiones de tierra de gran magnitud, transportan aire húmedo o seco y pueden variar las características de los vientos de superficies. Estas estructuras o sistemas se denominan masas de aire. Ondas de calor, vientos fuertes y con ráfagas, oleaje de gran altitud, torbellinos locales y precipitaciones fuertes son algunos de los fenómenos meteorológicos que pueden traer consigo las masas de aire. Lección 16. Naturaleza de las Masas de Aire Una masa de aire es un gran cuerpo de aire cuyas propiedades físicas, sobre todo la temperatura y la humedad son aproximadamente uniformes en sentido horizontal. Por su origen geográfico podemos clasificarlas como: Aire polar y Aire tropical. Aire polar.- Procede de los casquetes polares y al moverse sobre territorios más templados se caliente por debajo, inestabilizándose. Aire polar marítimo (Pm).- Moviéndose sobre aguas de mayor temperatura relativa se calienta por debajo y al mismo tiempo absorbe humedad. La conjunción del calentamiento y la absorción de humedad desarrollan en esta masa gran inestabilidad, siendo frecuente en este tipo de masa de aire los fenómenos típicos de la convección: nubes de desarrollo vertical (grandes cúmulos, Cumulonimbus), chaparrones y tormentas, asociadas éstas últimas en casos extremos a vientos fuertes, con ráfagas y de dirección variable. Aire polar continental (Pc).-En general el aire polar cuando se desplaza sobre continentes no tiene oportunidad de incrementar su humedad. Su inestabilidad sigue las variaciones térmicas del suelo, siendo mayor en las primeras horas de la tarde, que es cuando se pueden producir fenómenos convectivos (nubes, chaparrones, etc.) y menor en horas de la noche, cuando desaparece la nubosidad. 72

73 Aire tropical.- Procede de los anticiclones permanentes subtropicales (ej. Alta del Atlántico - Brasil). Cuando esta masa se mueve hacia latitudes más altas se enfría por debajo, estabilizándose y aumentando su humedad relativa. El tipo de nubosidad asociada, si la hay, es estratiforme (Cs, As, Ns) y los hidrometeoros asociados serán lluvia, llovizna, nieve, neblina, niebla. El seguimiento a las masas de aire se hace, por lo general, por medio de imágenes de satélites meteorológicos. El instituto Europeo de estudios con Satélites Meteorológicos EUMESAT, ofrece a la comunidad, la secuencia de imágenes satelitales que permiten observar los movimientos de las grandes masas de aire. La secuencia de imágenes de un día puede ser obtenida en Videos recomendados: Páginas recomendadas: M.pdf Lección 17. Modificación de las masas de aire. Después que se forma una masa de aire, normalmente migra desde la región fuente a otra zona con superficie de diferentes características. Una vez que la masa de aire se mueve desde su región fuente, no solo modifica el tiempo del área por la que pasa, sino que también es gradualmente modificada por la superficie donde se mueve. El calentamiento o enfriamiento desde abajo, la adición o sustracción de humedad y los movimientos verticales, actúan para producir cambios en la masa de aire. La modificación de una masa de aire puede ser relativamente pequeña o el cambio puede ser lo suficientemente significativo como para alterar completamente la identidad de la masa de aire. Una masa de aire puede ser más fría que la superficie sobre la cual se mueve, o ser más caliente. Esto no significa que la masa de aire sea fría o cálida, sino que el aire es relativamente más frío o más cálido en comparación con la superficie subyacente sobre la cual se mueve. 73

74 Una masa de aire que es más fría que la superficie, se va a calentar en su capa más baja. Esto produce inestabilidad que favorece el ascenso del aire cálido de abajo y crea la posibilidad de formación de nubes y precipitación. El tiempo característico asociado a una masa de aire de estas características a menudo se compone por nubes cúmulos y con posibilidad de producirse precipitación como lluvia o tormentas. También la visibilidad es buena debido a la agitación y reciclado del aire. Inversamente, cuando una masa de aire es más cálida que la superficie sobre la cual se mueve, su capa más baja se enfría. Se produce una inversión en superficie que aumenta la estabilidad de la masa de aire. Esta condición no favorece el ascenso del aire y se opone a la formación de nubes y precipitación. Las nubes que se forman pueden ser estratiformes y a lo más producen una ligera llovizna. Sin embargo, debido a la carencia de movimiento vertical, a menudo el humo y el polvo se concentran en las capas más bajas de la masa de aire y se produce mala visibilidad. Durante ciertas épocas del año, las nieblas, especialmente de advección, pueden ser comunes en algunas regiones. Además de las modificaciones que resultan de las diferencias de temperatura entre una masa de aire y la superficie de abajo, los movimientos verticales inducido por ciclones y anticiclones o por topografía, también pueden afectar la estabilidad de la masa de aire. La explicación de la interacción existente entre el aire y la superficie terrestre, y el aire y la superficie del mar, que producen los cambios en las masas de aire, se encuentra en detalle en: Páginas recomendadas: Lección 18. Isobaras La variable atmosférica que regula los grandes sistemas de la tropósfera es la presión atmosférica. Cuando la presión atmosférica cambia, suelen producirse los vientos, entre más fuerte sea el cambio de presión, mayor es la potencialidad para la aparición de vientos. Lo que suele hacerse para comprender el estado de la atmósfera, es crear líneas imaginarias que unen puntos con igual presión atmosférica, llamadas Isobaras. La representación de variables meteorológicas en niveles de la atmósfera por encima de superficie no se realiza por la altura con respecto al nivel del mar sino con la presión atmosférica. Las variables se representan en los mapas para valores de presión fijos como por 74

75 ejemplo en el Análisis de la Altura Geopotencial en el nivel de 500 hectopascales, o los campos de vientos (Figura 18, Figura 19), o las temperaturas. El estudio de las cartas de altitud (o altura geopotencial) permite anticipar la formación y evolución de las depresiones y anticiclones. Cuanto más se sube en altura, más desciende la presión atmosférica. Para conocer la atmósfera en altitud se utilizan los mapas de 500 hpa que es la presión que suele haber más o menos a metros. Existen también cartas de 800 hpa correspondientes a alturas medias de metros y que permiten predecir mejor las rachas y efectos locales, y las de 300 hpa para alturas de unos metros, idóneas para deducir la evolución del estado del tiempo a varias horas. Estos últimos mapas de altitud a metros son los que se utilizan en aviación, donde lo que importa durante el vuelo, son los vientos a mucha altura. La superficie geopotencial de un nivel de presión dado, por ejemplo 500 hpa, es como la orografía de un terreno debido a que en cada punto se puede tener una altura diferente con respecto al nivel del mar. Cuanto más frío sea el aire, más fina será la capa definida entre dos capa a diferente presión. El aire es más denso y por eso ocupa menos. Si está caliente se encuentra dilatado y la capa tiene que ser necesariamente más gruesa para un mismo cambio de presiones, tal como se presenta en la.figura 24 Figura 24. Esquema altitud Vs. Presión Vs. Temperatura del aire Fuente: Variación de la presión atmosférica con la altura La presión que ejerce una columna de aire sobre una superficie depende de la altura a la que esta superficie se encuentre. La variación con la altura de la presión atmosférica se conoce como Ley barométrica. La diferencia de presión entre dos capas separadas por un Δh es:, suponiendo una densidad constante. 75

76 La ley de la densidad, suponiendo el aire como un gas ideal es: Si se aplica lo anterior a la superficie de la Tierra, resulta que la densidad del aire es aproximadamente. Todo esto indica que a mayor altura, menor es la presión atmosférica. Una manera de saber la rata de disminución de la presión atmosférica con la altura es utilizando mercurio, cuya densidad es Como la densidad del mercurio es aproximadamente veces mayor que la densidad del aire, resulta que la presión disminuye 1 mm de Hg por cada mm de altura, es decir 11,1 m. Ahora bien, como 4 hpa (hectopascales) son 3 mm de Hg, la presión disminuye 4 hpa cada 33,3 m es decir 1 hpa cada 8 m de ascenso. En una atmósfera isoterma la presión varía con la altura siguiendo la siguiente ley: donde M es la masa molecular media del aire, g la aceleración de la gravedad, h-h 0 es la diferencia de alturas entre los niveles con presiones P y P 0, T es la temperatura absoluta media entre los dos niveles, y R la constante de los gases perfectos. Se utilizan varias unidades de medida para la presión atmosférica. Entre ellas están la pulgada de mercurio (Hg), los hectopascales (hpa) y los milibares (mb). Así mismo, como existe una relación entre la altura y la presión atmosférica, en meteorología, suele utilizarse medidas de presión para referirse a alturas. Las siguientes son equivalencias que ayudan a entender la terminología utilizada en esta ciencia de la tierra: 1Hg = hpa 1 Hpa = atm = mmhg = 760 Torr 1 atm = Pa 1 atm = 1,01325 bar 1 atm = 14, PSI 76

77 Escala de altura Se entiende por Una Atmósfera (1 atm) la presión que ejerce una columna de la atmósfera terrestre sobre una unidad de superficie a nivel del mar. La escala de altura es la altura a la que hay que elevarse en una atmósfera para que la presión atmosférica disminuya en un factor e=2, Es decir la disminución de presión es: Para calcular la presión, se recurre a la Ley barométrica resultando: Para la atmósfera de la Tierra, la escala de alturas H es de 8,42 km. En función de la escala de alturas H la presión puede expresarse: y análogamente para la densidad: Esto se traduce a que la presión es inversamente proporcional a la altura. De 0 a pies, la presión disminuye aproximadamente 1 pulgada(hg) por cada pies, es decir, 33 hectopascales (hpa) por cada pies. De pies a pies, la presión disminuye aproximadamente ¾ de pulgada (hg) por cada pies, es decir, 25 hectopascales (hpa) por cada pies. Por convención, la Atmósfera Tipo, es el estado hipotético de la atmósfera que corresponde aproximadamente a su estado medio, en la cual los parámetros de presión y temperatura están definidos para todas las alturas, sus características principales son: una presión al nivel medio del mar de mb y un gradiente de temperatura de - 6.5º C/Km que se mantienen constantes hasta una altura de 11 Km. Fue adoptada por la Organización de Aviación Civil (OACI) para calibrar altímetros. 77

78 Trazado de Isobaras Las isobaras se dibujan en trazo negro continuo por la interpolación de valores. Se trazan a intervalos iguales, por lo general de 2 hectopascales, de forma curva, sin ramificaciones, son curvas cerradas o líneas que terminan en el borde del mapa. Las isóbaras nunca se cortan. El trazo final de las isobaras debe dar como resultado curvas suavizadas con codos o ángulos bruscos en las vaguadas. Al dibujarse, se deben adaptar a la dirección del viento tanto como sea posible (de acuerdo a la ley de Buys Ballot) y permitiendo un ligero flujo del aire de las altas a bajas presiones. Esta regla tiene sus excepciones en la zona montañosas. A lo largo de una isobara, las altas presiones están de un lado y las bajas de otro y se rotulan por un número de dos dígitos que indica la presión correspondiente a dicha isobara. Los centros de alta presión atmosférica se señalaran con una H (High) o por una A (alta) o anticiclón y los de baja presión atmosférica con una L (low) o con una B (baja) o una depresión (D), señalándose la presión atmosférica central por dos dígitos subrayados, los cuales indican que allí se encuentra la presión más alta o más baja del sistema. Es común que se tengan varios sistemas de presiones en una misma región, y por lo general, hay un sistema de alta presión por cada sistema de baja presión. Debido a que las isobaras son ondas, se pueden diferenciar partes de ellas así: Dorsal: Se llama dorsal cuando las isobaras de un anticiclón aparecen alargadas, con una forma elíptica muy pronunciada. Vaguada: Se llama vaguada en una borrasca a una prolongación en forma de V más o menos inclinada. Collado: Se llama collado a la figura que se forma entre dos o más conjuntos, de isobaras cerradas que, se encuentran enfrentadas, de tal manera que en esa figura las isobaras están abiertas. Si los dos conjuntos de isobaras son anticiclones se llama puente, si son borrascas se llama desfiladero. Pantano barométrico: Se dice que hay un pantano barométrico cuando entre dos isobaras consecutivas hay una gran distancia, de tal manera que los vientos son muy débiles. Isobaras paralelas: Se dan cuando dos isobaras, una perteneciente a un anticiclón y otra a una borrasca, se disponen de forma llamativamente paralela. Los mapas de superficie muestran los sistemas ciclónicos y anticiclónicos analizando las isobaras. Un ejemplo se presenta en la Figura 25, en donde se muestran los centros de alta y baja presión para Norteamérica. 78

79 Figura 25. Mapa de Isobaras en superficie Fuente: Se pueden encontrar secuencias de mapas de isobaras para el pacífico colombiano y otras regiones del mundo en: Lecturas recomendadas: D_A/IDA_Tema1.pdf 79

80 Lección 19. Depresiones Barométricas Las depresiones son fenómenos meteorológicos que están relacionados con movimientos de masas de aire cercanas a la superficie y que pueden ocasionar fuertes precipitaciones. Las depresiones barométricas son zonas de la atmósfera donde la presión es más baja que en sus alrededores a un mismo nivel. Se le llama también ciclón o baja. También se usa para designar una etapa en el desarrollo de un ciclón tropical y es conocido como una depresión tropical para diferenciarla de otras características sinópticas. Según el capítulo anterior, un centro de alta presión también es conocido en meteorología como Anticiclón y corresponde al área donde la presión medida es relativamente más alta que en sus alrededores. Eso significa que al alejarse en cualquier dirección de la Alta entonces se tendrá como resultado una disminución en la presión. Los vientos fluyen alrededor de un centro de alta presión en el sentido de las manecillas del reloj en el hemisferio norte, mientras que en el hemisferio sur los vientos fluyen en el sentido contrario. El aire que desciende en la vecindad de un centro de alta presión suprime los movimientos hacia arriba que se requieren para sostener el desarrollo de las nubes y la precipitación. De ahí que comúnmente se asocie el tiempo bueno (seco y de cielos despejados) con un área de alta presión. Un centro de baja presión, también conocido como ciclón o Depresión, corresponde a un sitio donde la presión que se ha medido resulta ser relativamente la más baja en sus alrededores. Eso significa que al alejarse en cualquier dirección horizontal de la Baja se tendrá como resultado un aumento en la presión. Los centros de baja presión también representan los centros de los ciclones. Los vientos fluyen en el sentido contrario a las manecillas del reloj alrededor de la baja en el hemisferio norte, lo contrario es cierto en el hemisferio sur, donde fluyen en el sentido de las manecillas del reloj alrededor de un área de baja presión. El movimiento ascendente en la vecindad de un centro de baja presión favorece el desarrollo de nubes y precipitación, razón por la que comúnmente se asocia el tiempo nublado y usualmente con precipitación con un área de baja presión. (IDEAM, 2006 Anexo 1) Una depresion se identifica en un mapa porque está formada por isobaras cerradas donde la mínima presión está en el centro, como se muestra en la Figura

81 Figura 26. Representación de una depresión En una depresión atmosférica hay menos aire que en su alrededor, esto provoca que el aire que rodea una depresión tienda a llenar este vacío, de manera que el aire se dirigirá hacia el centro de la depresión, convergiendo hacia el corazón de de la zona de bajas presiones. Una vez el aire circundante converge en la zona de baja presión, se ve obligado a ascender, donde es muy probable que alcance el punto de saturación, facilitando la formación de nubes y, posiblemente precipitaciones. Es, por tanto, que la presión es la principal variable para la realización de predicción del estado del tiempo. La diferencia de presión entre dos puntos situados al mismo nivel y separados una unidad de distancia se llama gradiente de presión o gradiente barométrico y la fuerza del gradiente de presión se reconoce como la presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja. La fuerza del gradiente de presión tiene componente horizontal y vertical. El componente vertical está más o menos en equilibrio con la fuerza de la gravedad. Las diferencias verticales en cuanto a la presión pueden deberse a causas térmicas o mecánicas y, dichas diferencias controlan el movimiento horizontal de una masa de aire. Se llama gradiente horizontal de presión a la variación de presión por unidad de distancia medida perpendicularmente a las isobaras y es la principal componente del gradiente de presión que influye en los vientos. El gradiente de presión es la fuerza motivadora que causa que el aire se desplace lejos de las áreas de altas presiones hacia las zonas donde éstas son menores. La fuerza de gradiente de presión viene determinada matemáticamente como: d es la densidad del aire dp/dn es el gradiente horizontal de presión 81

82 De esta forma, cuanto más cerca estén las isobaras, el gradiente de presión será mayor al igual que la velocidad de los vientos, de la misma forma, cuanto más alejadas estén, el gradiente de presión será menor y, por tanto, la velocidad de los vientos también será menor. Las depresiones suelen ir acompañadas de frentes fríos (masas de aire frío que desplazan a masas de aire cálido) y frentes cálidos (masas de aire cálido que se superponen a masas de aire frío) que se juntan, haciendo que en un mismo punto converjan masas de aire de diferentes características y temperaturas. Como el aire cálido tiende a subir, grandes masas de aire se elevan perdiendo temperatura, ganan humedad y producen nubosidad. A este tipo de depresiones se le denomina depresiones frontales. Las depresiones también se pueden formar por diferencias de temperatura entre la superficie del mar o la superficie terrestre y el aire, haciendo que se produzca un proceso de convección atmosférica. Si el gradiente de presión que se forma por la diferencia de temperaturas es muy alto, puede dar paso a depresiones asociadas con huracanes y tornados. Lecturas Recomendadas: Lección 20. Depresiones No Frontales La complejidad y variedad de todas las interacciones entre los factores geográficos y atmosféricos, tanto en superficie como en altura, determina que no todas las depresiones sean de origen frontal. Las depresiones tropicales son principalmente de origen no frontal sino convectivo, en el seno de un aire muy cálido, húmedo y consecuentemente inestable. Así mismo, en las latitudes medias y altas, pueden formarse también depresiones no frontales. Entre las depresiones no frontales que más importancia tienen están las Depresiones de Sotavento, Bajas Térmicas, la "gota fría", los Tornados y los Huracanes. Depresión de sotavento. Se producen cuando una corriente de aire procedente del oeste se ve forzada a ascender, más o menos transversalmente, sobre una barrera de montañas orientadas en dirección norte-sur. Ello determina una contracción vertical sobre la cima y una expansión en la ladera de sotavento (Figura 27). 82

83 Figura 27. Esquema de convención Barlovento/Sotavento Fuente: ficus.pntic.mec.es En situaciones de inestabilidad condicionada y con alta humedad, el ascenso del aire a barlovento puede desencadenar fuertes perturbaciones atmosféricas. En cambio, en condiciones de estabilidad, las ondas de aire pueden materializarse en nubes lenticulares si existe condensación en las cúpulas de ascenso. Estas ondas sin embargo, revisten especial peligrosidad para la aviación especialmente cuando existe cizalladura en las capas aéreas. La presencia de estas nubes lenticulares es la primera alerta para los pilotos. Baja Térmica Depresión consecuencia del calentamiento de la superficie terrestre y el aumento de las tempera Depresión de aire polar. Se produce en el Hemisferio Norte producida por el movimiento hacia el Sur del aire marítimo polar. Bajas Frías. También se les conoce como gotas de aire frio, son normalmente características de la circulación y temperatura de la troposfera media de masas de aire frío. Estas depresiones pueden originarse a lo largo de la costa Ártica como resultado de movimientos ascendentes de gran intensidad Se han identificado varias depresiones no frontales en todo el planeta, que se forman debido a las características locales de la zona en donde se producen. Se pueden citar las siguientes: - Depresión ecuatorial - Depresión de Islandia - Depresión de las Aleutianas - Zona de Confluencia Intertropical 83

84 Enlaces de Interés: UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD &topic=

85 CAPITULO 5. FENÓMENOS Y ESCALAS METEOROLÓGICAS Los fenómenos que ocurren en la atmósfera son muy diferentes entre sí debido a que tienen dimensiones espaciales y temporales que las diferencian. La clasificación de estas dimensiones puede variar y no se considera única, sin embargo, tener clasificados los fenómenos meteorológicos permite seleccionar el tipo de ondas que se requiere para un objetivo dado. En este capítulo se hablará de las escalas meteorológicas y de los principales eventos que ocurren en cada gran clasificación. Lección 21. Escalas Meteorológicas Basándose en principios físicos-meteorológicos, Orlanski (1975) propuso una clasificación de escalas meteorológicas en función de las dimensiones espaciales horizontales o de su longitud de onda característica y de la duración media de los sistemas atmosféricos. Esta clasificación está ampliamente aceptada en el mundo meteorológico. En la figura Figura 28, se puede ver dicha clasificación, en donde se distinguen básicamente tres escalas: la sinóptica o macroscala, la mesoscala y la microscala, a su vez, a la mesoescala la dividió en subclases meso-alfa mesobeta meso-gamma. La Organización Meteorológica Mundial resume esta clasificación de la siguiente forma (WMO, 2008): (a) Microescala: Menos de 100 m. Agrometeorología, por ejemplo: evaporación. (b) Topoescala o Escala Local: de 100 m a 3 km. Por ejemplo: Contaminación atmosférica, tornados (c) Mesoescala: de 3 km a 100 km. Por ejemplo, tormentas marinas, brizas de montaña. (d) Gran Escala: de 100 km a km. Por ejemplo, frentes, varios ciclones, conglomerados de nubes. e) Escala planetaria: más de km. Por ejemplo, ondas superiores de la tropósfera. 85

86 Figura 28. Clasificación de las escalas meteorológicas propuestas por Orlanski Fuente: 86

87 La permanencia de un fenómeno meteorológico en la atmósfera depende de su escala espacial. Entre más grande es su escala espacial, más es su influencia en el tiempo. En la Tabla 8, se presentan algunos ejemplos de fenómenos meteorológicos, su escala espacial y su permanencia en la atmósfera, aproximadamente. Tabla 8. Algunos fenómenos meteorológicos y sus escalas espacial y temporal Fuente: Conicet Lecturas Recomendadas: (página 11). Lección 22. Escala Planetaria Un tipo de ondas muy importante en los procesos meteorológicos a gran escala son las llamadas ondas de Rossby u ondas planetarias. En un fluido barotrópico no viscoso con un espesor constante (es decir, en el que la divergencia de la velocidad horizontal debe anularse), una onda de Rossby conserva la vorticidad y debe su existencia a la variación de la fuerza de Coriolis con la latitud (efecto beta). A finales de los años treinta del siglo veinte, el meteorólogo sueco, Carl-Gustaf Rossby señaló la existencia de unos patrones de movimiento en la circulación atmosférica de altitud en la zona 87

88 de circulación del oeste, que denominó ondas largas u ondas de Rossby, confirmadas, con posterioridad, por las observaciones aerológicas y los experimentos hidrodinámicos realizados con un disco giratorio calentado en sus bordes por Fultz, en Se trata de un patrón de comportamiento de la circulación del oeste, cuyo funcionamiento depende del valor del índice zonal (o número de Rossby) de dichas corrientes. El comportamiento de las ondas de Rossby es decisivo para la circulación de altitud en latitudes medias y altas; y lo que es más importante, hoy se sabe que la localización y amplitud de determinadas configuraciones de superficie, en latitudes medias y altas, están regidas por las ondas de Rossby. Son fenómenos meteorológicos de escala planetaria: Las celdas de circulación atmosférica; La zona intertropical de convergencia; Las corrientes de chorro; Las circulaciones monzónicas; Los centros de acción (o giros anticiclónicos y ciclónicos semipermanentes); Los vientos Alisios; Los Contralisios; Los vientos del oeste. En la Figura 29. Frenómenos neteorológicos de escala planeatariase muestra un esquema de los fenómenos meteorológicos de gran escala. Figura 29. Frenómenos neteorológicos de escala planeataria Fuente: CORRIENTE DE CHORRO Uno de los fenómenos meteorológicos de gras escala, más interesantes es la Corriente de Chorro. Las corrientes de chorro en la atmósfera, son vientos de gran intensidad localizados aproximadamente entre los 200 y 400 mb (12 y 8 km) de altitud, limitando las fronteras entre las celdas atmosféricas de Hadley, Ferrel y Polar. En ambos hemisferios; las corrientes de chorro son sistemas de vientos que dan la vuelta a toda la tierra en forma discontinua y ondulada, y están representadas por segmentos de varios miles de kilómetros de longitud (de 88

89 3,000 a 5,000 km), de varios cientos de kilómetros de ancho en dirección horizontal (de 100 a 600 km) y por 1 o 2 kilómetros de espesor en la vertical. Una corriente de chorro puede ser vista como un núcleo de vientos muy intensos rodeado de vientos relativamente ligeros; normalmente, con un gradiente vertical de viento del orden de unos 5 a 10 m/s por cada kilómetro, y con un gradiente horizontal del orden de 5 a 10 m/s por cada 100 kilómetros. La velocidad que alcanzan es de aproximadamente 250 km/h. Debido a la inhomegeneidad de la superficie terrestre, asociada al campo de temperatura y a la distribución entre los océanos y los continentes, la corriente de chorro del oeste sufre perturbaciones en su magnitud y dirección, de tal manera que se pueden presentar desviaciones latitudinales en su movimiento. En comparación, el viento del oeste en el hemisferio sur es poco perturbado pues hay menos continentes, por lo que los vientos del oeste y las corrientes de chorro en ese hemisferio son relativamente más intensas y persistentes, que en el hemisferio norte. Estas perturbaciones latitudinales en la corriente de chorro y en los vientos del oeste, reciben el nombre de ondas planetarias o de Rossby, debido a que fue Carl Gustav Rossby el primer investigador que las descubrió, describió y analizó. Normalmente se observan entre 3 y 6 ondas de Rossby completas en el hemisferio Norte y otras tantas en el hemisferio Sur (Figura 30). Figura 30. Fotografía satelital de la Corriente de Chorro Fuente: 89

90 ZONA DE CONFLUENCIA INTERTROPICAL La ZCIT (Zona de Confluencia Intertropical) es un cinturón de convergencias que rodea a la Tierra y que presenta una variabilidad anual de tipo estacional y marítimo terrestre. Los sensores satelitales del Quick Scatterometer de la NASA han realizado medidas sobre el viento en los océanos y han dado evidencia de la existencia de dos zonas de convergencia. La primera, o clásica, se pone de manifiesto con amplias zonas nubosas que se forman al converger los Vientos Alisios del Norte y del Sur en la zona ecuatorial. La segunda zona se produce por convergencia en los propios Vientos Alisios de componente sur: es una zona con menos actividad nubosa y convectiva que la primera. Estos hechos son críticos para entender mejor los mecanismos que controlan la atmósfera, la cobertura nubosa, etc. La mayoría de las veces, la zona sur de la ZCIT es más débil que la norte debido a que los vientos soplan sobre zonas marítimas más frías, en donde el aire es incapaz de generar grandes masas nubosas. Las aguas frías, además, debilitan los vientos superficiales en su desplazamiento hacia el ecuador. La zona de convergencia del sur se produce en el propio seno de los Alisios del Sur. En la Figura 31, se muestra una fotografía satelital de la zona de confluencia intertropical. Figura 31. Fotografía Satelital de la ZCIT Fuente: CELDAS DE CIRCULACION ATMOSFÉRICA La Tierra es un cuerpo que está en equilibrio radiante entre la radiación solar incidente, la reflejada y la emitida. La atmósfera puede considerarse como una máquina térmica con la fuente de calor en la zona ecuatorial donde hay un superávit neto de energía y un sumidero en las regiones polares que tienen un déficit neto de energía. Una función de la atmósfera es 90

91 transformar la energía potencial de la diferencia de calor entre los trópicos y polos en energía cinética de movimiento que transporta el calor entre estos. Si la Tierra no girara, el aire caliente del ecuador ascendería por convección y se movería hacia los polos donde de enfriaría y tras hundirse regresaría como viento de superficie dejando parte de su energía cinética y el resto de su calor en la fricción con el suelo. Como la Tierra gira alrededor de un eje que pasa por los polos estas células de convección generadas en el ecuador (Celdas de Hadley) son deformadas por la acción de las fuerzas de Coriolis que modifican su trayectoria hasta la derecha en el hemisferio norte de forma que el flujo hacia los polos gira hacia el este y el de regreso hacia el oeste. El resultado de la acción de la fuerza de Coriolis sobre estas celdas de Hadley es que la celda circulatoria se fracciona en una serie de circulaciones de carácter más zonal que meridiana (alrededor de la tierra más que a lo largo de sus meridianos), de forma que solo un décima parte de este movimiento se proyecta en la dirección ecuador-polos. En la zona ecuatorial el aire que asciende se enfría dando lugar a la condensación y precipitación típica de las zonas de selva tropical. En las zonas de descendencia del aire, éste se calienta y su humedad relativa disminuye produciéndose sequía y "buen tiempo" con falta de precipitación. Este hundimiento o subsidencia se produce en torno a los 30º de latitud asociándose con las regiones desérticas de la Tierra y la posición media de los grandes sistemas anticiclónicos semipermanentes como son por ejemplo el del Pacífico y el de las Azores. Las celdas de Hadley son las responsables de la existencia de los vientos Alisios y de los vientos del Este. La Figura 32 muestra la circulación que produce la celda de Hadley. Figura 32. Circulación de la Celda de Hadley Fuente: 91

92 Existen otras celdas similares que aparecen en otras latitudes de la tierra, como lo son las Celdas de Ferrel y las celdas polares. En las lecturas recomendadas se puede conocer más acerca de ellas. Lecturas recomendadas: 2d00009.htm Lección 23. Escala Sinóptica Y Mesoescala En meteorología, sinóptico se usa para referirse a los fenómenos que ocurren en el lapso de días y en escalas de longitud del orden de algunos kilómetros. Se habla frecuentemente de los "fenómenos de escala sinóptica". La meteorología sinóptica es la rama de la meteorología que estudia estos fenómenos y está estrechamente ligada al pronóstico del tiempo pues son los sistemas sinópticos los responsables principales de los cambios del tiempo. Algunos sistemas sinópticos son los ciclones extratropicales, las dorsales, las vaguadas, las altas de bloqueo, las tormentas tropicales, los frentes de latitudes medias. La meteorología sinóptica se ocupa de los fenómenos atmosféricos a escala sinóptica sobre la base de análisis de cartas en la que previamente se han asentado observaciones sinópticas con el propósito de hacer un diagnóstico o un pronóstico de condiciones meteorológicas. 92

93 Figura 33. Esquema de los fenómenos sinópticos Fuente: El estado del tiempo sobre el territorio colombiano está controlado por los diferentes sistemas de escala sinóptica que en diversas épocas del año actúan sobre la región. Se destacan los siguientes sistemas: perturbaciones ondulares en la Zona de Confluencia Intertropical (ZCIl), Ondas del Este, la Baja Anclada de Panamá, ciclones tropicales, vaguadas sobre el Caribe y los sistemas sinópticos de la Amazonia. Estos últimos juegan un papel importante en las condiciones de tiempo atmosférico en una amplia región del país, en particular de la Amazonia colombiana y la parte sur de la región Andina en donde son causa de crecientes súbitas, inundaciones, deslizamientos (Pabón, Correa, 2005). Los fenómenos mesoescálicos son aquellos que afectan regiones de 10 a 100 kms de radio, donde las condiciones locales controlan los campos de temperatura y viento sobre las parcelas de aire. Suelen manifestarse por ser un conjunto de tormentas y nubes convectivas. Un sistema convectivo de mesoescala, es un conjunto de sistemas que se aglomeran en regiones del orden de 10 a 100 km. de radio, aproximadamente. Aisladamente, una tormenta convectiva es muy pequeña para ser localizada en los mapas meteorológicos sinópticos; sin embargo, cuando se tienen conglomerados de estas tormentas convectivas, entonces pueden ser claramente observados por medio de los distintos instrumentos de percepción remota, tales como satélites y radares, siendo entonces muy importantes para el estudio de las condiciones sinópticas de una determinada región. Este es el caso de fenómenos tales como la Zona Intertropical de Convergencia, de frentes meteorológicos, de huracanes y de circulaciones monzónicas, en donde se pueden observar grandes sistemas convectivos de mesoescala. Los sistemas mesoescálicos son intermedios en cuanto a tamaño y duración entre las perturbaciones sinópticas y las células de cumulonimbos individuales. Incluyen sistemas de vientos con relaciones topográficas en la capa límite y sistemas convectivos organizados, tales 93

94 como la línea turbonada. Esta última está formada por una estrecha línea de células tormentosas, que pueden alcanzar una extensión de varios centenares de kilómetros. Se caracterizan por un marcado cambio de la dirección del viento, que contiene rachas, y por condiciones muy borrascosas. Tormentas Convectivas Las tormentas convectivas se desarrollan como resultado del calentamiento superficial de las masas de aire húmedas, permitiendo que estas se hagan inestables, formando nubes cumulonimbus que pueden desarrollarse hasta alcanzar 10 o 15 km. de altura. Una gran parte del conocimiento de la estructura y dinámica de estos fenómenos proviene de las observaciones detalladas de los aviones de investigación, equipados con instrumentación moderna y de gran precisión. Una tormenta típica consiste de un conglomerado de celdas convectivas, que siguen un modelo clásico en su evolución y desarrollo. Las dimensiones de una celda de convección están entre uno a varios kilómetros de diámetro, la celda puede contener muchas corrientes de aire en movimientos ascendentes y descendentes. La escala de vida típica de las celdas es del orden de 30 minutos a 1 hora, aunque una tormenta convectiva, considerada como un conglomerado de celdas, puede tener un intervalo de vida del orden de 12 horas. El ciclo de vida de una tormenta convectiva consiste de los siguientes 3 estados: a) Estado de Formación de Cumulus. La nube cumulus se empieza a formar conforme el calentamiento superficial y el movimiento de ascenso de las pequeñas parcelas de aire cálido y húmedo se inicia, formándose una celda de convección del orden de 1 a 5 km. de diámetro y de aproximadamente 5 a 6 km. Esta celda de convección es principalmente dominada por corrientes ascendentes, con velocidades verticales del orden de km./hr en los niveles inferiores, y del orden de km/hr en la cúspide. Fuera de la nube, prevalecen débiles corrientes descendentes; las temperaturas dentro de la nube son mayores que fuera de ella, principalmente por la liberación de calor latente al condensarse el vapor de agua y formar gotas de agua. En esta etapa, no hay precipitación, ni relámpagos, ni truenos, pues las corrientes de ascenso son muy intensas y no permiten la caída de los hidrometeoros. b. Estado de Madurez. Una vez que se han formado las diminutas gotitas de agua, por la condensación del vapor de agua, y la nube adquiere forma y tamaño, pueden entrar en juego varios procesos para hacer que se formen los hidrometeoros suficientemente grandes y pesados que puedan precipitarse por acción de la gravedad y empezar a formar corrientes de aire descendente. Una de las teorías de formación de gotas de lluvia establece que los cristales de hielo se combinan con gotitas de agua superrefrigerada (a temperaturas entre -5 y -10 C); conforme la temperatura desciende, un mayor número de gotitas de agua se unirán a los 94

95 cristales de hielo, incrementándose el número y tamaño de estas y consecuentemente su peso y volumen. Este proceso continuará hasta que los cristales sean suficientemente grandes y pesados para precipitarse hacia el suelo, en contra de las corrientes ascendentes. Otro posible proceso que interviene se basa en la colisión y coalescencia de las gotas de agua, asociados a nubes cálidas. En este caso, la turbulencia y choques entre los pequeños hidrometeoros favorecen la coalescencia (es decir la fusión de 2 o más gotas de agua). Este proceso continuará mientras exista turbulencia en las nubes; cuando las gotas sean suficientemente grandes y pesadas, caerán, independientemente de las intensas corrientes ascendentes, típicas de las regiones tropicales. Este estado de madurez se alcanza cuando se inicia la precipitación; c. Estado de Disipación. Este estado se inicia cuando las corrientes ascendentes en los niveles inferiores desaparecen. Durante este estado, el tope superior de la tormenta alcanza su máximo desarrollo, pero en los niveles inferiores se reduce drásticamente la alimentación de calor y humedad, quizás influenciado por la precipitación, por lo que las corrientes descendentes son las que dominan; mediante este proceso, la nube solo pierde agua y energía, por lo que pronto deja de precipitar y se disipa. El calor latente de condensación liberado en una tormenta de estas, con dimensiones típicas de 100 km2 de área y unos 5 mm de lluvia, equivalen a unas 50 millones de toneladas de agua. Configuracion de Nubes en Mesoescala En mesoescala, las nubes se presentan en las configuraciones siguientes: a) Elemento de nube: Es el menor elemento que puede ser distinguible en una imagen. El tamaño absoluto de un elemento de nube, en una imagen, depende de la resolución del sensor del satélite. b) Línea de nubes: Es una línea de elementos de nubes convectivas casi ligadas entre sí, que se extiende en una dirección. Si el tamaño individual de los elementos de nubes por encima de la resolución del sensor, pueden ser vistos huecos entre los elementos nubosos, en caso contrario, la línea aparece continua. c) Nubes celulares: Los modelos cumuliformes son en línea, bandas o celulares. Los sistemas celulares pueden ser clasificados como abiertos o cerrados. A continuación se detalla una clasificación en ese sentido. 95

96 Lecturas Recomendadas: UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD Mejía, J. F. & G. Poveda: Ambientes Atmosféricos de Sistemas Convectivos de Mesoescala sobre Colombia durante 1998 según la misión TRMM y el re-análisis NCEP/NCAR. Rev. Acad. Colomb. Cienc. 29 (113): ISSN Disponible en: pdf Manzanilla A., Cortés M., Pastrana J., Un estudio explorativo de los Sistemas Convectivos de Mesoescala de México. Investigaciones Geográficas, Boletín del Instituto de Geografía, UNAM. ISSN , Núm. 56, 2005, pp Disponible en: art2.pdf Lección 24. Frentes Un frente es una franja de separación entre dos masas de aire de diferentes temperaturas. Los frentes pueden ser fríos, calientes, estacionarios y ocluídos según sus características. El encuentro de dos masas de aire de diferente temperatura produce una actividad muy dinámica de tormentas eléctricas, ráfagas de viento y fuertes aguaceros. Los frentes meteorológicos son frecuentemente asociados con sistemas de presión atmosféricos. Son generalmente guiados por corrientes de aire y viajan de oeste a este en el hemisferio norte, e inversamente en el sur. Al proceso de formación e intensificación de un frente se le llama frontogénesis. Ocurre cuando dos masas adyacentes de aire de diferente densidad y temperatura se unen por efecto del viento existente creando un frente. Puede suceder cuando una de las masas de aire, o ambas, se mueven sobre una superficie que fortalece sus propiedades originales. Es común en las costas orientales de Norteamérica y Asia, cuando una masa de aire moviéndose en dirección 96

97 hacia el océano tiene una delimitación débil o indefinida. La Figura 34 representa la formación de nubes debió a la aparición de un frente. Figura 34. Esquema de formación de frentes Fuente: Los frentes se clasifican en fríos, cálidos ocluídos y estacionarios. Frentes fríos: Los frentes fríos se producen cuando una masa de aire fría reemplaza a otra masa más caliente. En el frente frío, el aire frío sigue al aire caliente, y dado que el primero es más denso, empuja al aire caliente para apartarlo de su camino, obligándole a ascender. El aire que hay tras un frente frío es notablemente más frío y seco que el que está por delante. Cuando avanza el frente frío, las temperaturas pueden llegar a descender más de 15 grados en la primera hora. se forman nubes elevadísimas que originan lluvia, tormentas, granizo y tornados. Frentes cálidos: Los frentes cálidos se originan cuando una masa de aire caliente se aproxima a una masa fría. La más caliente se eleva por encima de la fría. Normalmente, los frentes cálidos son más apacibles que los fríos, se mueven lentamente, y con suavidad se sitúan por encima apartándolo de su camino. Las precipitaciones de los frentes cálidos suelen ser de menor intensidad, aunque sí son más extensas ( km) que las de frentes fríos. Tras un frente cálido, el aire que queda es más caliente y húmedo que el que había antes del paso del frente. Los frentes cálidos originan lluvias más ligeras pero ininterrumpidas, o incluso nieve, que puede durar desde unas horas hasta varios días. Cuando se produce el avance del frente cálido, el aire se vuelve notablemente más caliente y húmedo de lo que era antes. 97

98 Frente de oclusión: Los frentes de oclusión se producen cuando se juntan aire caliente, frío y fresco. El frente de oclusión puede ser de dos clases principales: Frente de oclusión frío y cálido. En el caso del frente de oclusión frío, un frente muy frío alcanza a un frente cálido. El frente frío eleva tanto al frente cálido como al aire caliente del suelo. El tiempo se comporta de manera similar al frente cálido al principio, pero al final acaba siendo como el del frente frío, con fuertes precipitaciones. El frente superficial precede al frente que está por encima. La nubosidad es variable. Un frente cálido de oclusión significa que el frente fresco alcanza a un frente cálido que está por encima de un frente frío. La diferencia principal es la situación del frente que está arriba. El frente frío está por delante de la superficie del frente de oclusión. En este caso el tiempo es parecido al del frente cálido. El frente superficial sigue la estela del frente superior hasta unos 300 km. Frente Estacionario: Un frente estacionario se produce cuando un frente cálido/frío avanza y no limita con aire frío ni caliente. Se comportan como frentes cálidos, pero son menos activos. Lecturas Recomendadas: Lección 25. Predicción del tiempo. Un pronóstico del estado del tiempo, es decir, la predicción del tiempo, es la aplicación de la tecnología y de la ciencia para predecir con certeza suficiente el estado que presenta y presentará la atmósfera en un período de tiempo del futuro cercano en una región del planeta dada. La manera más efectiva para poder lograr un pronóstico cierto es recolectar la mayor cantidad posible de datos sobre la atmósfera en cuestión, humedad, temperatura y viento, por ejemplo. 98

99 El saber cómo estará el día hoy, mañana, pasado o el fin de semana es un aspecto importante para el diario vivir ya que a partir de éste se definen programas o actividades. El tiempo es medido constantemente alrededor del mundo. Estos datos se colocan en los mapas del tiempo que muestran los frentes fríos y cálidos, precipitaciones, nubosidad, y otras informaciones que son relevantes para hacer el pronóstico. Predicción del tiempo a corto plazo. Los procedimientos desarrollados hasta los años 50 estuvieron basados en principios sinópticos, pero desde los años 60 estas prácticas han sido revolucionarias por los métodos de predicción numérica, es decir, mediante el uso de modelos computacionales que simulan el comportamiento atmosférico haciendo que las dos disciplinas se complementen. Metódos Sinópticos: Se basan en el estudio de las cartas de tiempo, las cuales están compuestas de isobaras, información de frentes y otras masas de aire y mapas de vientos, básicamente. Se complementan con técnicas basadas en la experiencia tales como analizar la persistencia de los sistemas que están ocurriendo en el presente; el método de la tendencia que involucra el cálculo de la velocidad de centros de altas y bajas presiones, frentes y áreas de nubes y precipitación; el método climático que se basa enel uso de promedios estadísticos de las variables atmosféricas, acumulados de muchos años; el método análogo en el que se busca en el pasado un escenario muy similar al del pronóstico actual y predecir que el tiempo en este pronóstico será muy similar al ocurrido en el pasado. Predicción numérica: La predicción numérica del tiempo se utiliza para pronósticos a más largo plazo. La consideraciones teóricas indican que el límite de las predicciones sinópticas usado las técnicas numéricas es menor de 15 días. Los modelos numéricos intentan reproducir el comportamiento de la atmósfera simulándola a partir de las ecuaciones que describen su comportamiento físico. Las principales ecuaciones que se tienen en cuenta son: - La fuerza que actúa en el aire debido a la Presión y la Fuerza de Coriolis. La Fuerza de Coriolis (aceleración) es una aceleración aparente que el aire posee por la rotación de la tierra. Si una parcela de aire se mueve entre 2 puntos entonces su desplazamiento relativo a la superficie de la tierra se curvaría y tendería hacia la izquierda en el hemisferio sur. - La Ecuación hidrostática: La aceleración hidrostática es una expresión relacionada a la variación de la presión con la altura. 99

100 - La segunda ley de Newton dice que la aceleración de una partícula es igual al vector suma de las fuerzas que actúan sobre el cuerpo. Esto es el principio de la conservación del Momentun. - La Ecuación Termodinámica. La 1ra. Ley de la Termodinámica puede ser enunciado como la cantidad de calor adicionado al sistema es exactamente balanceado, por el trabajo realizado en incrementar su volumen y el cambio de su energía interna. Esta es una expresión del principio de la conservación de energía, con la cual el cambio en la energía dentro de un sistema es igual a la transferencia neta de la energía a través de las capas del sistema. - La Ecuación de Continuidad. Esto es el principio básico de la Conservación de la Masa con lo cual el estado de la materia no se crea ni se destruye. - La Ecuación del Estado La ecuación del estado relaciona 3 principales variables termodinámicas, presión, densidad y temperatura para un gas perfecto. - La Ecuación de Vapor de agua.esta ecuación describe el camino en el cual la cantidad de vapor de agua en una particular parcela de aire cambia como un resultado de la advección, de condensación o evaporación. En Colombia, el Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales es el encargado de realizar el pronóstico del tiempo para Colombia. En la página en el link de Pronósticos y Alertas, se puede obtener el pronóstico del estado del tiempo para el País por regiones naturales, también se presenta información de alertas por niveles de los ríos, deslizamientos e incendios. La información del pronóstico se complementa mostrando resultados de los modelos de pronóstico meteorológico, imágenes satelitales Lecturas recomendadas: mpo.pdf uncion=loadcontenidopublicacion&id=40 100

101 CAPITULO 6. VARIABILIDAD CLIMÁTICA El clima es un factor ambiental que comúnmente se define como el estado medio de la atmósfera que representa las condiciones predominantes en un lugar, en una región ó en el planeta entero, durante un período determinado (varios meses, años). El clima de la Tierra depende del equilibrio radiativo que está controlado por factores radiativos forzantes, por factores determinantes y por la interacción entre los diferentes componentes del sistema climático. La variabilidad climática se refiere a las fluctuaciones observadas en el clima durante períodos de tiempo relativamente cortos. Durante un año en particular, se registran valores por encima o por debajo de lo normal. La Normal Climatológica o valor normal, se utiliza para definir y comparar el clima y generalmente representa el valor promedio de una serie continua de mediciones de una variable climatológica durante un período de por lo menos 30 años. A la diferencia entre el valor registrado de la variable y su promedio se le conoce como Anomalía. La secuencia de estas oscilaciones alrededor de los valores normales, se conoce como variabilidad climática y su valoración se logra mediante la determinación de las anomalías. En este capítulo se ampliará el concepto de variabilidad climática y se expondrán algunos eventos de variabilidad climática que afectan el territorio colombiano. Lección 26. Determinación del Clima de un Lugar Existen varios métodos y teorías para determinar y clasificar el clima de una región. Todas ellas se basan en el comportamiento a largo plazo de los factores climáticos ya que estos modifican a los elementos del clima y son estas modificaciones las responsables de la caracterización climática de un lugar o región. Los factores más importantes son: Latitud Geográfica Altitud Relieve Distribución de las masas de aire y tierra Corrientes marinas Montañas y cordilleras Distancia hasta los mares o los océanos. Continentalidad 101

102 En la Tierra hay muchos climas diferentes. Se puede hablar de climas cálidos, climas templados y climas fríos. Los climas cálidos se dan principalmente en toda la zona del Ecuador. Se suelen distinguir cuatro tipos diferentes de climas cálidos, que son: - El clima ECUATORIAL, que se caracteriza por tener todo el año casi la misma temperatura, unos 25º, con muchas lluvias durante todo el tiempo y por esa razón en esas zonas se encuentran los ríos más caudalosos del mundo y hay grandes bosques. - El clima TROPICAL LLUVIOSO tiene abundantes lluvias, aunque no tanto como en el Ecuador, y las temperaturas varían un poco más a lo largo del año. - El clima TROPICAL SECO. Con bajas precipitaciones y muy escasas precipitaciones en verano. Las temperaturas suelen variar más a lo largo del año entre 15ºy 25º. - El clima DESERTICO muy poca pecipitación. Durante el día presenta temperaturas muy altas y durante la noche, muy bajas. A veces hay hasta 40º de diferencia entre el día y la noche. No hay ríos y la vegetación es casi inexistente. Los climas que se dan en las zonas templadas son los siguientes: - El clima MEDITERRANEO. En estas zonas los veranos son secos, sin lluvias y muy calurosos; los inviernos son suaves, y llueve en pocas proporciones. - El clima OCEÁNICO tiene las siguientes características: las lluvias son frecuentes durante todo el año. No suele hacer mucho calor en verano ni mucho frío en invierno. - El clima CONTINENTAL. Las temperaturas varían mucho entre el verano y el invierno. En el verano las temperaturas son moderadamente por encima de lo normal y en invierno suele haber temperaturas de cero grados o menos. Llueve en verano. Los climas fríos son los que se dan en los polos y en las zonas de alta montaña. - En los polos las temperaturas están todo el año bajo cero. - En las zonas de alta montaña la temperatura es cercana a 0ºC, aunque en el verano suelen elevarse algo más. Las temperaturas son muy bajas y las precipitaciones casi siempre son en forma de nieve. Precipitación anual en función de la latitud Como la precipitación en su mayor parte, es producida por un ascenso adiabático en la atmósfera, los máximos de precipitación se producen en aquellas zonas del mundo en las cuales predomina el ascenso de aire. Las zonas de precipitación siguen al sol hacia el hemisferio norte en el verano de dicho hemisferio y hacia el sur en el verano del hemisferio sur. Estas 102

103 oscilaciones producen zonas con lluvias prevalecientes en el verano o invierno. Podemos distinguir en cada hemisferio diferentes regímenes de precipitación que determinan un ciclo anual bien definido. En Colombia, por ejemplo, se tiene el paso de la Zona de Confluencia Intertropical dos veces a l año, por lo tanto, el régimen de lluvias es bianual. Zona 1. Dominada por la baja presión ecuatorial Zona 2. Esta zona está bajo la influencia de los vientos alisios. Zona 3. Poca lluvia en verano y seco en invierno.. Zona 4. Sequía todo el año, Zona 5. Poca lluvia en invierno y sequía pronunciada el resto del año. Zona 6. Invierno lluvioso y seco en verano Zona 7. Precipitaciones todo el año Zona 8. Precipitaciones leves, Zonas climáticas dependientes de la variación anual de la precipitación. Además del total anual de precipitación, la variación anual, es de gran importancia para caracterizar el clima de una región. Se han definido seis tipos de variaciones anuales de precipitación: 1. Tipo ecuatorial 2. Tipo tropical 3. Tipo monzonico 4. Tipo subtropical 5. Tipo continental 6. Tipo marítimo Lecturas recomendadas: pdf 103

104 Lección 27. Clasificaciones Climáticas La importancia de clasificar el clima radica en que la evidencia que se tiene de los factores climáticos, son las observaciones meteorológicas. Estudiar un aspecto particular de una zona, como lo es la oferta del recurso hídrico, la vegetación, áreas de cultivo, biodiversidad, entre otras, depende de la facilidad con que se pueda utilizar las series históricas de registros de temperatura, precipitación, humedad, radiación solar, etc. Existen varios métodos para clasificar el clima de una región. El método de clasificación que se debe usar depende de las características propias del lugar, indicando esto, que la mejor clasificación climática es la que más se ajusta a las condiciones particulares del área de estudio. Las clasificaciones más difundidas son: - Clasificacion de Köppen: se basa en las temperaturas medias y en las precipitaciones medias, mínimas y máximas. - Sistema de Thornthwaite: modifica la clasificación de Köeppen incluyéndole factores de vegetación y evapotranspiración. - Sistema Holdridge: Se tiene en cuenta el promedio de precipitación anual y del promedio de la biotemperatura. - Sistema de Walter: Utiliza los valores de temperatura y precipitación a escala vertical, y supone que cada 10 C son iguales a 20 cm de precipitación. Introdujo el concepto de "bioma", para referirse a grandes unidades ecológicas que incluyen tanto al ambiente como a los componentes bióticos. - Clasificación de Martonne: Está fundada en criterios geográficos, descansando sobre el reconocimiento de los climas astronómicos clásicos. - Clasificación Caldas: ideada por el colombiano Francisco José de Caldas en 1802, donde consideró únicamente la variación de la temperatura con la altura (pisos térmicos) y su aplicación se restringió al trópico americano. - Clasificación de Lang: Richard Lang estableció en 1915 una clasificación basada en el volumen de la precipitación anual acumulada expresada en milíımetros y la temperatura promedio en grados Celsius. El cociente del primer parámetro entre el segundo es el denominado Indice de Lang (Precipitación acumulada /Temperatura promedio). En la 104

105 actualidad el índice se utiliza ampliamente como una medida del grado de aridez de una región, más que como un sistema de clasificación climática. - Clasificación de Schaufelberguer: Paul Schaufelberguer en 1962 se dio a la tarea de unir la clasificación de Lang con la clasificación de Caldas y obtuvo 25 tipos de climas que tienen en cuenta la elevación del lugar, la temperatura media anual y la precipitación total media anual El clima de Colombia se ha clasificado teniendo en cuenta casi todas la metodologías enunciadas anteriormente y los resultados se publicaron en el Atlas Climatológico de Colombia (IDEAM, 2005). Información oficial del clima de Colombia, en donde se incluyen aspectos de variabilidad climática, se encuentra publicada en el capítulo 3 del Atlas del Medio Ambiente en Colombia (IDEAM, 2001), disponible en: Lecturas recomendadas: cas.htm %E9n.b.pdf PBOT.pdf Lección 28. Definición de Variabilidad Climática El comportamiento esperado del clima puede verse afectado por señales de sistemas atmosféricos que inhiben o acentúan los patrones climáticos de una región. La variabilidad climática suele darse cíclicamente y depende de factores relacionados con la estacionalidad, ondas que se presentan varias veces al año y fenómenos que suceden aproximadamente cada 105

106 cierto número de años. La variabilidad climática es esperada y una vez ocurre, el clima retorna a su condición normal, es decir, la variabilidad climática es una característica del clima, diferente al cambio climático, que una vez ocurre, difícilmente se retorna a las condiciones iniciales. La Variabilidad Climática puede ser de varios tipos, y depende básicamente de su ocurrencia en el tiempo: Estacional A esta fase corresponde la fluctuación del clima a escala mensual. La determinación del ciclo anual de los elementos climáticos es una fase fundamental dentro de la variabilidad climática a este nivel. En latitudes medias, las secuencia de las estaciones de invierno, primavera, verano y otoño es algo común para los habitantes de dichas regiones, en tanto que en latitudes tropicales, lo frecuente es la alternancia de temporadas lluviosas y temporadas secas. Intraestacional Existen evidencias que dentro de las estaciones se presentan perturbaciones que determinan las condiciones de tiempo durante decenas de días. La mayoría de las veces estas oscilaciones pasan desapercibidas porque su amplitud es pequeña, en comparación con las del ciclo anual. Dentro de las oscilaciones intraestacionales se destaca una señal de tipo ondulatorio, denominada de días. Ésta ha sido detectada en la actividad convectiva en el Pacífico Tropical Oriental y en la precipitación de esta región y de la América Tropical. Esta oscilación se asocia con las ondas de Madden-Julián, descubiertas en 1971 en el campo de la presión tropical. Interanual A esta escala corresponden las variaciones que se presentan en las variables climatológicas de año en año. Normalmente se percibe que la precipitación de la estación lluviosa en un determinado lugar no siempre es la misma de un año a otro, sino que fluctúa por encima o por debajo de lo normal. Ejemplos típicos de la variabilidad climática interanual corresponden a los fenómenos enmarcados dentro del ciclo El Niño -La Niña - Oscilación del Sur, ENSO y la Oscilación Cuasibienal, la cual corresponde a una oscilación de largo plazo en la dirección del viento zonal de la baja y media estratosfera ecuatorial, con un período irregular que varía entre 20 y 35 meses; en cada lapso se alternan los vientos de componente Este con los del Oeste. Interdecadal En esta escala se manifiestan fluctuaciones del clima a nivel de décadas. Comparativamente con la variabilidad interanual, la amplitud de estas oscilaciones es menor por lo cual este tipo de variabilidad pasa desapercibida fácilmente. 106

107 Lecturas Recomendadas: Lección 29. Fenómenos relacionados con la Variabilidad Climática Los principales fenómenos relacionados con la variabilidad climática que afecta especialmente el territorio colombiano son: ENOS El Niño Oscilación del Sur EL NIÑO - El fenómeno El Niño es una de las fases extremas dentro del ciclo ENOS, que es la causa de la mayor señal de la variabilidad climática interanual, en la zona tropical. El Niño está asociado con la aparición y permanencia por varios meses de aguas superficiales relativamente más cálidas que lo normal desde el Pacífico Tropical Central hasta las costas del norte de Perú, Ecuador y sur de Colombia. Este calentamiento de la superficie del Océano Pacífico cubre grandes extensiones y por su magnitud afecta el clima en diferentes regiones del planeta. ENOS La Niña Oscilación del Sur La Niña, es la fase extrema contraria al fenómeno El Niño, en la Oscilación del Sur. Se manifiesta con temperaturas más bajas de lo normal en las aguas superficiales del Pacífico Tropical Central hasta las costas de Perú, Ecuador y sur de Colombia. La Niña se refiere a las condiciones frías extremas que recurrentemente, pero de manera irregular, se presentan durante por lo menos seis meses. MJO Oscilación de Madden y Julian Se define como una célula zonal de la circulación que se propaga al Oriente, con vientos zonales de signos opuestos en la baja y alta tropósfera y con un período de 40 a 60 días. La señal en el viento zonal ecuatorial está presente a lo largo del cinturón tropical en la tropósfera superior, mientras que en la baja tropósfera, se confina a los océanos Pacífico occidental e Índico. La rama ascendente de la célula de la circulación está asociada con el fortalecimiento de la convección sobre el océano Índico, posteriormente se intensifica e inicia su propagación hacia el océano Pacífico occidental con una velocidad cercana a los 5 m/s. QBO Oscilación Cuasibienal. Es una oscilación de largo plazo en el viento zonal de la baja y media estratósfera ecuatorial, con un período irregular que varía entre un poco menos de dos años (20 meses) y hasta casi tres años (35 meses), con una duración media de 28 meses. Consiste en la alternancia de vientos del 107

108 Este, dominantes durante una parte del período, con vientos del Oeste en el resto del período. En este análisis se utilizaron los promedios del viento zonal a 30 hpa. OSCILACION DEL SUR - La distribución de la temperatura superficial del mar o del continente determina en gran parte la distribución de la presión atmosférica cerca de la superficie. Lecturas Recomendadas: animaciones Lección 30. Indicadores de Variabilidad Climática Con el propósito de asociar los procesos oceánicos y atmosféricos de meso y gran escala con la variabilidad interanual de la precipitación en Colombia se requiere identificar los índices que caracterizan tales procesos y determinar su grado de asociación. Las variables que intervienen en la explicación de la variabilidad interanual de la precipitación se denominan variables independientes o explicativas y la precipitación es la variable dependiente, explicada o de impacto. los procesos oceánicos y atmosféricos de meso y gran escala, así como la variabilidad interanual de los océanos Pacífico Tropical y Atlántico Norte y Sur tienen una significativa relación con el comportamiento de la precipitación y otros elementos climatológicos en una región. Los índices de meso y gran escala corresponden generalmente a una expresión numérica que resume la complejidad de una serie de procesos físicos que se desarrollan en el seno de la atmosfera y el océano y dentro de la capa propia de su interacción y permiten cuantificar las relaciones entre las diferentes variables climáticas y los fenómenos de variabilidad climática. IOS Índice de la oscilación del sur Este índice se utiliza para determinar las fluctuaciones de la masa atmosférica entre los sectores centro-oriental y occidental del pacífico. El IOS es calculado por el Centro de Análisis Climático (CAC) de la NOAA, (National Oceanic and Atmospheric Administration), como las diferencias normalizadas entre la presión atmosférica en Tahití (Polinesia Francesa) y en Darwin (Australia). 108

109 NAO - North Atlantic Oscillation Es una fluctuación de la masa atmosférica a gran escala entre el centro de alta presión subtropical localizado en la Azores (38º Norte) y el centro de baja presión subpolar localizado en Islandia (65º Norte). Este índice varía de un año a otro año, pero también presenta una tendencia a permanecer en una fase en intervalos que duran varios años. TSM Temperaturas de la superficie del mar La temperatura superficial del mar (TSM) es un valioso indicador de la estructura térmica de la capa superior de los océanos. En consecuencia, utilizamos la TSM como variable explicativa de esta dinámica, tomando en consideración también que esta variable está estrechamente relacionada con los procesos convectivos que se generan en la atmósfera que se yace sobre ella. MEI Índice multivariado de ENSO Este índice puede ser entendido como la media ponderada de seis variables sobre el Pacifico tropical, a saber: presión atmosférica a nivel del mar, componente zonal (este-oeste) y meridional (norte-sur) del viento en superficie, temperatura de la superficie del mar, temperatura del aire en superficie, y cantidad total de nubosidad. Los valores positivos del MEI representan la fase cálida de ENOS (EL Niño). OLR Radiación de onda larga saliente El índice de radiación solar de onda larga saliente de la tierra (OLR), es una medida indirecta de la convección, por cuanto sus valores extremos están asociados directamente a convección profunda (mínimos de OLR) o ausencia de ésta (máximos de OLR). ONI Índice Oceánico de El Niño La NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration), desarrolló un índice oceánico denominado ONI por sus siglas en inglés, el cual es calculado como la media móvil de tres puntos de la serie mensual de anomalías de la temperatura de la superficie del mar en la Región Niño 3-4. De acuerdo con este índice, en condiciones El Niño, el ONI debe ser mayor ó igual a +0.5 C y para La Niña debe ser menor ó igual que -0.5 C. Ahora, para clasificar un período determinado como El Niño ó La Niña, estos umbrales deben ser excedidos por un período de al menos cinco meses consecutivos. El índice ONI es el que se usa actualmente para determinar si se está en un periodo de El Niño, Neutral o La Niña. En la Tabla 9 se listan los valores de éste índice para los últimos años; se tiene disponible este índice para los años a partir de

110 Tabla 9. Valores del Índice ONI Fuente: Lecturas recomendadas: uncion=loadcontenidopublicacion&id=836 Montealegre E, Estudio de la Variabilidad Climática de la Precipitación en Colombia Asociada a Procesos Oceanicos y Atmosféricos de Meso y Gran Escala. IDEAM Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales. Bogotá, Colombia

111 UNIDAD 3. PROCESOS CLIMATICOS Los procesos climáticos son aquellos que están asociados a la cotidianidad. En este capítulo se tomarán temas involucrados a la toma de las observaciones meteorológicas que son la base para los estudios climáticos, temas relacionados con situaciones ambientales. CAPÍTULO 7. SISTEMA MUNDIAL DE OBSERVACIONES METEOROLÓGICAS Las observaciones se realizan en lugares establecidos, donde es necesario contar con datos meteorológicos para una o varias finalidades, ya sea en tiempo real, en tiempo diferidos o ambos. Estos lugares deben reunir determinadas condiciones técnicas normalizadas y se los denomina "estaciones meteorológicas" (WMO, 2008). En este capítulo expondremos datos obtenidos del Centro Europeo para Pronóstico del tiempo en Rango Medio (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts - ECMWF, the Centre), el cual, es una organización intergubernamental que está conformada por 34 naciones y que recoge datos de observaciones a nivel mundial y las distribuye, así como productos realizados a partir de dicha información. Igualmente, del Departamento de Ciencias Atmosféricas de la Universidad de Wyoming. Lección 31. Observaciones Meteorológicas Los elementos que en su conjunto representan las condiciones del estado de la atmósfera en un momento dado y en un determinado lugar utilizando instrumental adecuado. Estas observaciones realizadas con métodos y en forma sistemática, uniforme, ininterrumpida y a horas establecidas, permiten conocer las características y variaciones de los elementos atmosféricos, los cuales constituyen los datos básicos que utilizan los servicios meteorológicos, tanto en tiempo real como diferido. La siguiente clasificación de observaciones meteorológicas es extraída de Las observaciones deben hacerse, invariablemente, a las horas preestablecidas y su ejecución tiene que efectuarse empleando el menor tiempo posible con el fin de garantizar sincronía con las observaciones que son tomadas en otros lugares. Las observaciones pueden ser (Figura 35): - Observaciones sinópticas - Observaciones climatológicas - Observaciones aeronáuticas - Observaciones marítimas - Observaciones agrícolas 111

112 - Observaciones pluviométricas - Observaciones de altitud - Otras observaciones Horas que se realizan las observaciones La hora observacional depende del tipo, finalidad y uso de cada observación. Es importante que las observaciones sean sincrónicas y continuadas durante varios años, para que puedan utilizarse en cualquier estudio o investigación. Para determinado tipo de observaciones, en especial las sinópticas, la OMM ha establecido horas fijas, en tiempo universal coordinado (UTC). Las horas principales, para efectuar observaciones sinópticas de superficie son: 00:00-06:00-12:00-18:00 UTC Las horas sinopticas intermedias son: 03:00-09:00-15:00-21:00 UTC. Las horas fijas para la observación sinóptica en altitud son: 00:00-12:00 UTC. Las observaciones aeronáuticas se realizan en forma horaria, las de despegue y aterrizaje en el momento mismo en que el piloto efectúa dichas operaciones, y en vuelo en cualquier momento. Figura 35. Esquema de los diferentes tipos de observaciones meteorológicas 112

113 Los Miembros de la OMM utilizan el Sistema Mundial Integrado de Observación de la Organización (OMM-IOS), que abarca complejas redes espaciales, atmosféricas, terrestres y oceánicas. Un OMM-IOS adecuadamente integrado será uno de los componentes básicos de la Red mundial de sistemas de observación de la Tierra (GEOSS). Los sistemas mundiales de observación y de procesamiento integrados dan una respuesta eficaz a las necesidades de los usuarios. El mantenimiento y mejora del OMM-IOS y el desarrollo del Futuro Sistema de Información de la OMM ayudarán a los países a responder a las necesidades de la sociedad. El OMM-IOS registra muy distintos tipos de fenómenos geofísicos. Este sistema de procesamiento permite integrar múltiples parámetros con independencia de la plataforma de origen. Sin embargo, es necesario intensificar las actividades de investigación y desarrollo para poder transformar un mayor número de datos de observaciones en herramientas de decisión útiles para atender a las necesidades de la sociedad. Lección 32. Redes de superficie Las redes de superficie son aquellas que toman datos a nivel del suelo. Existe una red mundial que comparte datos para que los centros especializados en modelamiento numérico provean información para el pronóstico diario del tiempo y proyecciones estacionales del clima. En la Figura 36 se presenta un mapa con las estaciones sinópticas de Suramérica que comparten información en tiempo real. Si desea consultar las estaciones existentes para otras partes del planeta, remítase a allí encontrará, además, mapas de tiempo. La utilización de sensores y de algoritmos de procesamiento más sofisticados confiere una importancia cada vez mayor a la normalización y el control de calidad de las estaciones meteorológicas automáticas. Este tipo de estaciones obtienen datos de temperatura, de viento, de lluvia y de humedad. Otros instrumentos instalados en la superficie terrestre observan parámetros de importancia para la agricultura, los recursos hídricos y la calidad del aire. 113

114 Figura 36. Estaciones Sinópticas de superficie en Suramérica Fuente: Existen otras estaciones que toman información a nivel del mar y conforman igualmente una red marítima. Las estaciones toman datos de temperatura superficial del mar, vientos, humedad relativa, temperatura del aire y algunas pueden tomar datos acerca del nivel del mar y su salinidad. Con la ayuda de ciertos buques, se efectúan y se comunican observaciones de superficie y de altitud y observaciones oceanográficas de superficie. La utilización de boyas y de plataformas fijas y a la deriva permite obtener datos sobre grandes extensiones que carecen de ellos. Juntamente con los datos obtenidos desde aeronaves, éstos son importantes para verificar las observaciones de los satélites y para las aplicaciones meteorológicas, climáticas y marinas. Un contingente mundial de boyas sumergibles robotizadas sigue el curso de las corrientes oceánicas, reuniendo perfiles de temperatura y de salinidad hasta profundidades de unos metros, y transmiten los datos a su regreso a la superficie. Otros sistemas miden la conductividad, la velocidad en la superficie del mar, los perfiles de corriente y la concentración 114

115 de fitoplancton. Estos resultados se obtienen mediante las actividades de la Comisión Técnica Mixta OMM/COI sobre Oceanografía y Meteorología Marina (CMOMM). En la Figura 37 se muestran los puntos en donde se toman datos de superficie, tanto en tierra como en el mar, en donde se toman datos en estaciones instaladas en barcos. Figura 37. Cobertura de Datos Globales SYNOP / SHIP (ECMWF) Fuente: WMO, 2002 En la Figura 38 se muestra el mapa mundial de los lugares en donde se encuentran instaladas boyas capaces de tomar mediciones meteorológicas y de condiciones marítimas. 115

116 Figura 38. Cobertura de Datos Globales de boyas (ECMWF) Fuente: WMO, 2002 Lección 33. Redes de altura Las redes de altura se componen de aquellas estaciones que toman datos del perfil atmosférico por medio de radio-sondas y de aquellas que toman datos a gran altura por estar ubicadas en aviones, la mayoría de servicio comercial. Los globos meteorológicos y las observaciones desde aeronaves sirven de base para todo tipo de aplicaciones, desde la aviación hasta la seguridad pública. En algunas partes del mundo, las observaciones de la temperatura, del viento y de la humedad efectuadas desde aeronaves proporcionan la única información disponible sobre los pormenores de la estructura vertical de la atmósfera. Un mayor número de instrumentos a bordo de globos y de aeronaves permitirá medir la turbulencia, el engelamiento y la química atmosférica. Estos datos vienen a ser un complemento de las mediciones satelitales. 116

117 Figura 39. Estaciones en donde se realizan observaciones del perfil atmosférico Fuente: El registro de los aviones que toman datos de la tropósfera a gran altura conforma una red denominada AIRCRAFT. En la Figura 40, se muestra la información que se recolecta por estas estaciones móviles en altura. Figura 40. Cobertura de Datos Globales de aviones AIREP (ECMWF) Fuente: WMO,

118 Lección 34. Redes satelitales El componente espacial del OMM-IOS abarca tres constelaciones: satélites en órbita polar, satélites meteorológicos operativos en órbita geoestacionaria, y satélites de investigación y desarrollo sobre el medio ambiente. El conjunto de las tres constelaciones proporciona imágenes de nubes en el espectro visible e infrarrojo, imágenes de vapor de agua, indicadores de estructura de viento y sondeos de temperatura y humedad, perfiles de la química atmosférica, y muchos más parámetros geofísicos. Los satélites geoestacionarios operan conjuntamente para reunir distintos tipos de datos sobre las variaciones de la superficie terrestre, los aerosoles atmosféricos, la cubierta de nubes del planeta, las temperaturas del océano, la temperatura en la estratosfera y el presupuesto de radiación térmica de la Tierra. En la Figura 41 se muestran puntos clave que se están monitoreando satelitalmente por el ECMWF. Figura 41. Cobertura de Datos Globales de satélite SATOB (ECMWF) Fuente: WMO,

119 Lección 35. Red meteorológica nacional El IDEAM es el encargado a nivel nacional de tomar las observaciones oficiales de las variables meteorológicas del País. Además, debe prestar asistencia técnica a aquellas instituciones particulares que tengan su red meteorológica propia. Se tienen estaciones hidrometeorológicas, sinópticas, climáticas y pluvioméricas, todas ellas, conformando una gran red nacional de estaciones. El catálogo de las estaciones instaladas en el IDEAM se encuentra disponible en el Centro de Documentación de dicha institución. Figura 42. Mapa de ubicación de las estaciones meteorológicas del IDEAM Fuente: IDEAM 119

120 La Figura 43 muestra la localización de las estaciones pertenecientes a la red de referencia seleccionada para el Atlas de Viento y Energía Eólica de Colombia (IDEAM, 2006). Lecturas recomendadas: Figura 43. Ubicación de estaciones del IDEAM que toman datos de viento Fuente: IDEAM, 2006 WMO, 2002: g_system/ios_s.pdf

121 CAPÍTULO 8. BALANCES Y CICLOS El capítulo 8 muestra aspectos de la biósfera que están relacionados indirectamente con variables meteorológicas. Es así, que se expone el tema de la evapotranspiración enfocado a la agrometeorología, el balance hídrico natural, el fenómeno de las heladas, el ciclo del agua y el ciclo del carbono. Lección 36. Evapotranspiración La evaporación es el proceso físico mediante el cual el agua se convierte a su forma gaseosa. La evaporación del agua a la atmósfera ocurre en la superficie de ríos, lagos, suelos y vegetación. La transpiración es el proceso mediante el cual el agua fluye desde el suelo hacia la atmósfera a través del tejido de una planta o un animal. La transpiración en las plantas es básicamente un proceso de evaporación. El agua se evapora dentro de las hojas y el vapor resultante se difunde hacia el exterior a través de las estomas. En esta evaporación del agua se produce un gradiente de energía el cuál causa el movimiento del agua dentro y a través de las estomas de la planta. Las estomas de la mayor parte de las plantas verdes permanecen abiertas durante el día y cerradas en la noche. Si el suelo está muy seco las estomas permanecerán cerradas durante el día para que la pérdida del agua sea más lento. La evaporación, la transpiración y la evapotranspiración son importantes tanto estimar los requisitos de riego de un cultivo y programar éste. Para determinar los requisitos de riego es necesario estimar la evapotranspiración por medidas directamente en el campo o utilizando datos meteorológicos. Las medidas directamente en el campo son muy costosas y se utilizan mayormente para calibrar los métodos que estiman la evapotranspiración utilizando datos de clima. Se han propuesto numerosas ecuaciones que requieren datos meteorológicos para estimar la evapotranspiración para períodos de un día o más. Todas estas ecuaciones son en algún modo empíricas. Los métodos más simples requieren solamente datos sobre la temperatura promedio del aire, duración del día y del ciclo de cultivo. Otras ecuaciones requieren datos de radiación diaria, temperatura, presión de vapor y velocidad de ciento. Factores que Influyen en la evaporación a. La Humedad relativa. La relación es inversa, entre mayor sea el contenido de vapor en la atmósfera menor será el evaporación 121

122 b. Temperatura del aire: Al aumentar la temperatura aumenta la evaporación, debido a que se aumenta la capacidad de la masa de aire de almacenar vapor de agua. c. Viento: El viento lo que hace es remover las masas de vapor de agua, aumentando el déficit de vapor del aire o la demanda evaporativa. d. Radíación solar: Es la fuente de energía del proceso, ya que es la que calienta el agua provocando el paso de la forma líquida a la forma de vapor. e. Presión atmosférica: Su efecto sólo es apreciable cuando hay grandes diferencias en altitud, Tanto menor sea la presión atmosférica mayor será la evaporación. f. Salinidad del agua: Es inversamente proporcional a la salinidad del agua. Cálculos de la Evaporación Métodos Directos: Calcular la evaporación por métodos directos es más exacto pero más costoso porque se necesita tener estaciones que incluyan tanques de evaporación tipo A, del cual se pude medir la evaporación partiendo de una superficie de agua, ésta se hace estableciendo la medida de la disminución de una superficie de agua a partir de una superficie evaporante en milímetros [mm]. Igualmente se pueden usar lisímetros instalados en suelo libre de vegetación. La muestra de suelo recibe las precipitaciones, las aguas excedentes o de drenaje son medidas en su salida, por lo tanto las pérdidas por evaporación pueden ser conocidas a través del balance hídrico del sistema. Métodos Indirectos: La evaporación se puede estimar a partir de algunas ecuaciones, que involucran algunos de los elementos del clima o variables meteorológicas. Haciendo uso de la Fórmula de Rohwer o de la Fórmula de la ORSTOM, que utilizan datos de presión atmosférica, tensión de vapor y velocidad del viento. Evapotranspiración Potencial [ETP] La evapotranspiración potencial [ETP] es la pérdida de agua de una superficie cubierta completamente de vegetación. La evapotranspiración [ET] de un cultivo es determinada por los procesos meteorológicos. El cierre de las estomas y la reducción en transpiración usualmente son importantes sólo bajo condiciones de escasez de agua o condiciones de estrés de la planta. La evapotranspiración dependerá de tres factores: [1] vegetación, [2] disponibilidad de agua en el suelo y [3] comportamiento de las estomas. 122

123 La estimación de la evapotranspiración potencial (ETP) se puede hacer por Métodos indirectos que se basan principalmente en la aplicación de ecuaciones matemáticas que emplean datos de entrada como la temperatura, la radiación, la humedad relativa, y otros elementos climáticos que le permiten a las ecuaciones cierto grado de ajuste y exactitud. Los cambios en el agua del suelo causan diferencias en la evaporación directa del suelo y en la disponibilidad del agua del suelo a las plantas. Según les sobreviene el estrés de agua a las plantas, sus estomas se cierran resultando en una reducción de la pérdida de agua y en la obtención de CO2. Lección 37. Ciclo del Agua Para entender el balance hídrico es necesario conocer el ciclo hidrológico. Para entender el balance hídrico es necesario conocer el ciclo hidrológico. Figura 44 se presenta un esquema del ciclo hidrológico y los factores que en él intervienen. Figura 44. Diagrama del Ciclo del Agua Fuente: IDEAM, 2010 El ciclo del agua describe la presencia y el movimiento del agua en la Tierra y sobre ella. El agua de la Tierra está siempre en movimiento y constantemente cambiando de estado, desde líquido, a vapor, a hielo, y viceversa. El ciclo del agua ha estado ocurriendo por billones de años, y la vida sobre la Tierra depende de él. 123

124 El ciclo del agua no se inicia en un lugar específico, pero se supondrá que comienza en los océanos. El sol, que dirige el ciclo del agua, calienta el agua de los océanos, la cual se evapora hacia el aire como vapor de agua. Corrientes ascendentes de aire llevan el vapor a las capas superiores de la atmósfera, donde la menor temperatura causa que el vapor de agua se condense y forme las nubes. Las corrientes de aire mueven las nubes sobre el globo, las partículas de nube colisionan, crecen y caen en forma de precipitación. Parte de esta precipitación cae en forma de nieve, y se acumula en capas de hielo y en los glaciares, los cuales pueden almacenar agua congelada por millones de años. En los climas más cálidos, la nieve acumulada se funde y derrite cuando llega la primavera. La nieve derretida corre sobre la superficie del terreno como agua de deshielo y a veces provoca inundaciones. La mayor parte de la precipitación cae en los océanos o sobre la tierra, donde, debido a la gravedad, corre sobre la superficie como escorrentía superficial. Una parte de esta escorrentía alcanza los ríos en las depresiones del terreno; en la corriente de los ríos el agua se transporta de vuelta a los océanos. El agua de escorrentía y el agua subterránea que brota hacia la superficie, se acumula y almacena en los lagos de agua dulce. No toda el agua de lluvia fluye hacia los ríos, una gran parte es absorbida por el suelo como infiltración. Parte de esta agua permanece en las capas superiores del suelo, y vuelve a los cuerpos de agua y a los océanos como descarga de agua subterránea. Otra parte del agua subterránea encuentra aperturas en la superficie terrestre y emerge como manantiales de agua dulce. El agua subterránea que se encuentra a poca profundidad, es tomada por las raíces de las plantas y transpirada a través de la superficie de las hojas, regresando a la atmósfera. Otra parte del agua infiltrada alcanza las capas más profundas de suelo y recarga los acuíferos (roca subsuperficial saturada), los cuales almacenan grandes cantidades de agua dulce por largos períodos de tiempo. A lo largo del tiempo, esta agua continua moviéndose, parte de ella retornará a los océanos, donde el ciclo del agua comienza nuevamente. Lecturas Recomendadas: IDEAM, Estudio Nacional del Agua. Instituto de Meteorología, Hidrología y Estudios Ambientales- IDEAM. Bogotá, Colombia. Cap 1 y 2. iento/agua/aprende.htm 124

125 Lección 38. Balance Hídrico Existe gran variedad de métodos numéricos para calcular el balance hídrico de un lugar. Se recomienda leer Métodos de Cálculo del Balance Hídrico, de la UNESCO, para seleccionar el método que más se ajusta a los datos disponibles y a las características particulares del lugar al que se le hallará este balance. Este documento ha sido guía desde 1981 para los temas de balance hídrico, evaporación y evapotranspiración. Partiendo del conocimiento de las precipitaciones medias mensuales y de la evapotranspiración mensual estimada, podemos estudiar el balance del agua en el suelo a lo largo del año. El conocimiento del balance de humedad (balance hídrico) es necesario para definir la falta y excesos de agua y es de aplicación para las clasificaciones climáticas, definir la hidrología de una zona y para la planificación hidráulica. En este tema se abordará el método de estimación del balance hídrico directo y exponencial. En el método directo el agua del suelo se va perdiendo mes a mes hasta agotar la reserva para poder cubrir las necesidades de agua (evapotranspiración). En el método exponencial, la reserva de humedad del suelo se va agotando exponencialmente, la pérdida de agua durante el período seco se ajusta a una exponencial negativa de manera que cuanto más seco está el suelo más difícil es extraer el agua y, por tanto, más difícil es llegar a la evapotranspiración. El balance hídrico puede calcularse para masas de agua de cualquier tamaño, pero la complejidad del cálculo depende fundamentalmente de la extensión del área estudiada. Una cuenca de un río es la única zona natural para la cual las determinaciones a gran escala del balance hídrico pueden simplificarse, ya que la exactitud del cálculo aumenta al hacerlo la superficie de la cuenca. Cuanto más pequeña sea la superficie de la cuenca, más complicado es su balance, ya que es más difícil estimar componentes secundarios, tales como intercambio de aguas subterráneas con cuencas adyacentes, almacenamiento de agua en lagos, embalses, pantanos o marismas y glaciares y la dinámica del balance hídrico de bosques y zonas regables. El efecto de estos factores decrece gradualmente al aumentar el área de la cuenca y puede llegar a despreciarse algunos elementos que componen el balance. La complejidad para determinar el balance hídrico de lagos, embalses, marismas o zonas pantanosas, cuencas de aguas subterráneas y cuencas de glaciares de montaña, aumenta con el área, debido a la dificultad de realizar mediciones precisas y exactas y calcular los numerosos e importantes componentes del balance hídrico en grandes masas de agua, tales como flujo lateral y variaciones del volumen de agua almacenada en grandes lagos y embalses, precipitación sobre la superficie del agua, etc. 125

126 El balance hídrico consiste en definir mes a mes los siguientes parámetros (en mm): P : precipitación media o mediana mensual ET : evapotranspiración (potencial o de referencia) P-ET : diferencia entre la P y la ET R : reserva VR : variación de la reserva ETR : evapotranspiración real F : falta Ex : exceso D : drenaje El balance hídrico calculado para un cultivo se considera un buen indicador del crecimiento y desarrollo del mismo. Si la disponibilidad de agua en un cultivo depende de las lluvias y del reabastecimiento de humedad que éstas hacen al suelo, entonces el agua disponible para los cultivos será influenciada por la fluctuación entre precipitación y evapotranspiración potencial, componentes esenciales de un balance hídrico. La importancia de tener un balance hídrico en una zona determinada radica en que éste permite conocer los periodos de déficit y excesos hídricos, herramienta importante en la planeación de obras de infraestructura, siembras y labores culturales de cualquier tipo de cultivo; El conocimiento de la dinámica del agua en el suelo permite orientar actividades tales como el manejo de cuencas hidrográficas, programas de riego, previsión de producciones, clasificación climática y zonificación de cultivos. Lecturas Recomendadas: IDEAM, Estudio Nacional del Agua. Instituto de Meteorología, Hidrología y Estudios Ambientales- IDEAM. Bogotá, Colombia. Cap 3. UNESCO, Métodos de Cálculo del Balance Hídrico. Guía Internacional de Investigación y Métodos. Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura. España. Disponible en:

127 Lección 39. Heladas Se define científicamente a una helada, como la ocurrencia de una temperatura igual a 0 C o menor, medida a dos metros de altura sobre el suelo que es el nivel reglamentario al cuál se instalan las casetas de observación meteorológicas. Este fenómeno se presenta en Colombia en los altiplanos de los departamentos de Cundinamarca, Boyacá y Nariño, coincidiendo con el período seco generalmente desde la segunda quincena de Diciembre durante Enero, Febrero y eventualmente hasta la primera quincena de Marzo. Las heladas también se pueden presentar con menor frecuencia durante la segunda época seca del año, en los meses de Julio y Agosto (Goyal, Ramírez). Según Goyal y Ramírez, existen cinco tipos de heladas según la forma como se presenten o las causas que las motiven, y ellas se pueden agrupar en tres categorías: Por Advección, por Evaporación o por Radíación. Heladas por advección Cuando una masa de aire con una temperatura inferior a 0 C invade una región, hecho que puede ir acompañado de viento y precipitaciones especialmente nieve. Heladas por evaporación Cuando la humedad relativa del aire disminuye después de una precipitación. Al secarse el aire, el agua que ha quedado sobre las plantas se evapora rápidamente, haciendo descender la temperatura de la cobertura vegetal, ya que ésta suministra el calor necesario para que el agua pase de estado líquido a gaseoso. Este tipo de helada depende de: La cantidad de agua evaporada, la temperatura del aire y la humedad relativa. Heladas por radíación Generalmente son las que más ocurren en Colombia, y se deben al desequilibrio entre la radiación de onda corta y la radíación de onda larga, lo que da como resultado una radíación neta negativa. La rápida pérdida de calor por parte del suelo y las plantas ocurre en las noches, con cielo despejado, escaso contenido de humedad y bajas temperaturas. Este tipo de heladas se pueden dividir en: Heladas blancas por radíación Cuando hay aire húmedo cercano a la cobertura vegetal, éste se congela y forma cristales de hielo en forma de escamas, agujas, plumas o en abanico sobre las superficies de las plantas. Los cristales se forman principalmente a partir de gotas de rocío congeladas. Este tipo de helada no es tan perjudicial para los cultivos, ya que estos pueden recuperarse fácilmente. 127

128 Heladas negras por radíación Cuando el aire cercano a la superficie es muy seco, no permite la formación de rocío, el agua intercelular es la que se congela, ocasionando un necrosamiento de los tejidos; este tipo de helada es la más perjudicial para las plantas. Factores que favorecen las heladas Se considera que los factores que más influyen en la presencia de las heladas son: 1. Escasa nubosidad, ya que las nubes no permiten la salida de radíación de onda larga. 2. Ausencia de viento, los vientos pueden traer masas de aire o vapor de agua, favorecer la formación de nubes. 3. Suelo seco, ya que suelos secos presentan una menor conductividad eléctrica y por lo tanto van a tener una baja capacidad calórica. 4. Baja temperatura vespertina. Lección 40. Inversión Térmica La temperatura en el seno de la troposfera siempre decrece a medida que se asciende. Sucede, sin embargo, que con cierta frecuencia, para un lugar específico, la temperatura aumenta con la altura en ciertas capas de la atmósfera. Cuando esto sucede se dice, entonces, que tenemos una inversión de temperatura, es decir, una inversión térmica. La inversión térmica es un fenómeno natural que, en principio, se puede presentar cualquier día del año y a cualquier hora del día y que debido a su carácter natural, por si misma no representa ningún riesgo para la salud humana; solamente se vuelve peligrosa cuando, en la capa atmosférica en la que se encuentre inmersa, existan altas concentraciones de contaminantes (Figura 45), ya que una inversión térmica es sinónimo de estabilidad atmosférica, al menos temporal, por lo que no permite la dispersión de los mencionados contaminantes mientras dure. La inversión térmica puede producirse a partir del suelo, se dice entonces que es una inversión en superficie. Cuando la inversión se produce en una capa situada a una altura cualquiera se denomina inversión en altura. Las causas de una inversión de temperatura son múltiples, entre las cuales las más importantes son: - La radiación: Enfriamiento rápido de la superficie terrestre durante las noches sin nubes principalmente. - La advección: Transporte de aire frío hacia zonas calientes, superficies acuosas, principalmente. 128

129 - La Subsidencia: Descenso de grandes masas de aire normalmente frío, provocado por los sistemas de altas presiones. - Los fenómenos frontales: Estos fenómenos meteorológicos propician advección. Efectos de la Inversión Térmica Debido a que los movimientos verticales son frenados y tienden a desaparecer rápidamente, una inversión térmica es indicativo de estabilidad atmosférica en la capa de aire en la que se encuentra inmersa, aunque no necesariamente son la causa de altas concentraciones de contaminantes. Estas concentraciones pueden estar asociadas a sistemas meteorológicos más significativos y de gran escala en cuanto a su extensión se refiere. En el transcurso del día, los rayos del sol calientan la superficie terrestre. A su vez ésta calienta las capas de aire adyacentes a la misma. Si existe una inversión, el aire frío que tiene en la base, poco a poco va calentándose hasta que se elimina la diferencia de temperatura entre la base y la cima, dejando de existir la inversión. Figura 45. Foto de Inversión Térmica en Bogotá (22/07/2010) Fuente: Blanca Elvira Oviedo T. Lecturas Recomendadas: Informes de Calidad del Aire de la Red de Monitoreo de Calidad del Aire de Bogotá. Disponibles en: 129

130 CAPÍTULO 9. ESTUDIOS AMBIENTALES La meteorología y el clima están fuertemente relacionados a los aspectos ambientales del planeta. La actividad humana está en constante interacción con la atmósfera y ha sido un factor determinante para la variación de la composición de la misma. En este capítulo se desarrollarán temas relacionados con la actividad antropogénica como aspecto forzante en los cambios atmosféricos. Lección 41. Ciclo del Carbono El Ciclo del carbono es un término utilizado para describir el intercambio de carbono (en formas diversas; por ejemplo, como dióxido de carbono) entre la atmósfera, el océano, la biosfera terrestre y los depósitos geológicos. (IPCC, 1995) El ciclo del carbono es un ciclo biogeoquímico por el cual el carbono se intercambia entre la biosfera, la litosfera, la hidrósfera y la atmósfera de la Tierra. Los conocimientos sobre esta circulación de carbono posibilitan apreciar la intervención humana en el clima y sus efectos sobre el cambio climático. El carbono (C) es el cuarto elemento más abundante en el Universo, después del hidrógeno, el helio y el oxígeno (O). Es el pilar de la vida que conocemos. Existen básicamente dos formas de carbono: orgánica (presente en los organismos vivos y muertos, y en los descompuestos) y otra inorgánica, presente en las rocas. En el planeta Tierra, el carbono circula a través de los océanos, de la atmósfera y de la superficie y el interior terrestre, en un gran ciclo biogeoquímico. La Figura 46, representa el ciclo del carbono en el sistema atmósfera, biósfera, hidrósfera y biósfera. Este ciclo puede ser dividido en dos: el ciclo lento o geológico y el ciclo rápido o biológico. 130

131 Figura 46. Esquema del ciclo del carbono Fuente: Ciclo geológico del Carbono El ciclo geológico del carbono, que opera a una escala de millones de años, está integrado en la propia estructura del planeta y se puso en marcha hace aproximadamente 4,55 miles de millones de años, cuando se formó el Sistema Solar y la Tierra. Su origen fueron los planetesimales (pequeños cuerpos que se habían formado a partir de la nebulosa solar) y los meteoritos portadores de carbono que chocaron con la Tierra. Más del 99% del carbono terrestre está contenido en la litosfera, siendo la mayoría carbono inorgánico, almacenado en rocas sedimentarias como las rocas calizas. El carbono orgánico contenido en la litosfera está almacenado en depósitos de combustibles fósiles. En una escala geológica, existe un ciclo entre la corteza terrestre (litosfera), los océanos (hidrosfera) y la atmósfera. El dióxido de carbono (CO2) de la atmósfera, combinado con el agua, forma el ácido carbónico, el cual reacciona lentamente con el calcio y con el magnesio de la corteza terrestre, formando carbonatos. A través de los procesos de erosión (lluvia, viento), estos carbonatos son arrastrados a los océanos, donde se acumulan en su lecho en capas, o son asimilados por organismos marinos que, eventualmente, después de muertos, también se depositan en el fondo del mar. Estos sedimentos se van acumulando a lo largo de miles de años, formando rocas calizas. 131

132 El ciclo continúa cuando las rocas sedimentarias del lecho marino son arrastradas hacia el manto de la Tierra por un proceso de subducción (proceso por el cual una placa tectónica desciende por debajo de otra). Así, las rocas sedimentarias están sometidas a grandes presiones y temperaturas debajo de la superficie de la Tierra, derritiéndose y reaccionando con otros minerales, liberando CO2. El CO2 es devuelto a la atmósfera a través de las erupciones volcánicas y otro tipo de actividades volcánicas, completándose así el ciclo. Ciclo Biológico del Carbono El ciclo biológico del carbono es relativamente rápido: se estima que la renovación del carbono atmosférico ocurre cada 20 años. En ausencia de la influencia antropogénica (causada por el ser humano), en el ciclo biológico existen tres depósitos o stocks : terrestre (20000 Gt), atmósfera (750 Gt) y océanos (40000 Gt). Este ciclo desempeña un papel importante en los flujos de carbono entre los diversos depósitos, a través de los procesos de fotosíntesis y respiración. Mediante la fotosíntesis, las plantas absorben la energía solar y el CO2 de la atmósfera, produciendo oxígeno e hidratos de carbono (azúcares como la glucosa), que sirven de base para el crecimiento de las plantas. Los animales y las plantas utilizan los carbohidratos en el proceso de respiración, usando la energía contenida en los carbohidratos y emitiendo CO2. Junto con la descomposición orgánica (forma de respiración de las bacterias y hongos), la respiración devuelve el carbono, biológicamente fijado en los reservorios terrestres (los tejidos de biota, el permafrost del suelo y la turba), a la atmósfera. Suele considerarse que este ciclo está constituido por cuatro reservorios principales de carbono interconectados por rutas de intercambio. Los reservorios son la atmósfera, la biosfera terrestre (que, por lo general, incluye sistemas de agua dulce y material orgánico no vivo, como el carbono del suelo), los océanos (que incluyen el carbono inorgánico disuelto, los organismos marítimos y la materia no viva), y los sedimentos (que incluyen los combustibles fósiles). Los movimientos anuales de carbono entre reservorios ocurren debido a varios procesos químicos, físicos, geológicos y biológicos. El océano contiene el fondo activo más grande de carbono cerca de la superficie de la Tierra, pero la parte del océano profundo no se intercambia rápidamente con la atmósfera. El balance global es el equilibrio entre intercambios (ingresos y pérdidas) de carbono entre los reservorios o entre una ruta del ciclo específica (por ejemplo, atmósfera - biosfera). Un examen del balance de carbono de un fondo o reservorio puede proporcionar información sobre si funcionan como una fuente o un almacén para el dióxido de carbono. La importancia de conocer el ciclo del carbono radica en que si se emite más dióxido de carbono que el que los diferentes sistemas pueden almacenar, se estará rompiendo con el equilibrio atmosférico incrementándose las concentraciones de CO2, el cual es un gas efecto invernadero. 132

133 Recomendados: IDEAM, El Medio Ambiente en Colombia. Instituto de Meteorología, Hidrología y Estudios Ambientales. Bogotá, Colombia. Cap Lección 42. Capa de Ozono El ozono es un gas incoloro e inestable de tres átomos de oxígeno (su formula química es O3), además, es un oxidante fuerte, muy fácil de producir pero a la vez muy frágil y fácil de destruir. Este gas reacciona fácilmente con muchos compuestos químicos y es explosivo en pequeñas cantidades. En 1840 el gas fue bautizado como "ozono" (el olor) por el químico Christian Friedrich Schönbein, quien descubrió que esta sustancia se formaba durante descargas eléctricas. Muy pronto se descubrió que el ozono era un componente natural del aire. Se caracteriza por su olor peculiar, el cual puede ser detectado durante los episodios de tormentas eléctricas y en las proximidades de equipos eléctricos. Las descargas eléctricas son generalmente usadas en la producción de ozono para procesos industriales, tales como, la purificación de agua y aire y el blanqueamiento de textiles y productos alimenticios. El ozono es uno de los muchos gases constituyentes de la atmósfera y juega un papel importante en el sistema climático. Aunque su proporción es pequeñísima en comparación con otros componentes, ya que existe una relación de 120 moléculas de ozono por cada 10 millones de moléculas de aire (valor aproximado en el lugar de máxima concentración dentro de la capa de ozono) en la alta atmósfera, es de vital importancia porque protege la vida del planeta, absorbiendo los rayos ultravioleta (particularmente la radiación UV-B en el rango de 290 a 320 nanómetros de longitud de onda) procedentes del sol, los cuales son peligrosos para la salud humana, para los animales y las plantas, incluyendo al plancton marino, contribuyendo así al calentamiento de la estratósfera, que se manifiesta con el aumento de la temperatura con la altura, lo cual genera resistencia a los movimientos verticales. Por otro lado, el ozono es un gas de efecto invernadero (GEI) que absorbe y emite radiación infrarroja con lo cual contribuye al 133

134 calentamiento de la tropósfera y en la baja atmósfera y sobre superficie, el ozono se constituye en un contaminante nocivo para la salud. El ozono se presenta desde la superficie terrestre hasta una altura aproximada de 70 kilómetros, pero la mayor cantidad, cerca del 90%, se da en la estratósfera entre los 16 y los 50 kilómetros, con una máxima concentración entre los 19 y 35 kilómetros. Esta capa de máxima concentración se conoce como capa de ozono y varía según la época y el lugar geográfico. El ozono estratosférico, denominado ozono bueno, se constituye en el principal filtro de la radiación ultravioleta proveniente del Sol, ya que, si no es absorbida y alcanza la superficie de la tierra, puede incrementar los casos de cáncer en la piel, cataratas, afectar el sistema inmunológico en los humanos y afectar desde el fitoplancton marino, base de la cadena alimenticia, hasta la productividad de las cosechas. El ozono que se encuentra cerca de la superficie, denominado ozono malo, por su efecto contaminante, presenta las mayores concentraciones entre la superficie terrestre y los 10 metros de altura y es llamado ozono superficial. La cantidad de ozono presente en la atmósfera es muy pequeña. Si todo el ozono que rodea la Tierra fuera comprimido al nivel del mar (1013,25 hpa o 1 atm) y a 0ºC (273ºK), es decir a condiciones normales de temperatura y presión, dicha capa de ozono puro tendría aproximadamente 3 mm de espesor. En las últimas décadas y con los avances industriales, se han venido inyectando a la atmósfera sustancias agotadoras de ozono (SAO), la mayoría de las cuales son GEI, que están disminuyendo la cantidad del ozono en la estratosfera de latitudes medias y polares, como por ejemplo los CFC, que se usan en la fabricación de espuma y aerosoles, en limpiadores industriales y en refrigeración; de esa forma se tiene un aumento de la radiación ultravioleta (UV-B), con efectos potencialmente dañinos para los diferentes componentes del sistema terrestre. Por esta razón, es de gran interés el seguimiento de las variaciones del contenido de ozono en la atmósfera. En la Figura 47 se muestra la evolución de la capa de ozono desde 1980 hasta 2044, donde se percibe el agujero existente en el Ártico. 134

135 Recomendados: Figura 47. El agujero de la capa de ozono entre 1980 y 2004 Fuente: CSIRO Atmospheric Research; Data NASA GSFC Code 916 Atlas de Radicación Solar. Cap. 5. (IDEAM, UPME, 2005) Lección 43. Calentamiento y Enfriamiento Global El clima del planeta tierra no siempre ha sido como el que se tiene en la actualidad. Estudios paleoclimáticos indican que en una época, hace millones de años, el plañera era muy diferente al actual y, posiblemente, alguna vez fue más frío. Existen varias teorías al respecto, la mayoría asociadas con la actividad solar. El Sol tiene ciclos, el más reconocido dura aproximadamente 11 años, sin embargo, algunos expertos indican que 135

136 la actividad solar podría tener periodos de muy baja emisión de fotones, lo que ocasionaría el enfriamiento de los planetas cercanos. Existen otras causas que podrían ocasionar enfriamiento global y es el fenómeno de oscurecimiento global el cual se presenta cuando se suma la potencialidad de evitar el paso de la radiación solar a la superficie terrestre debida a los aerosoles derivados de la actividad antropogénica o por causas naturales, como los volcanes. El polvo volcánico en grandes cantidades puede afectar a la atmósfera provocando enfriamiento temporal. La cantidad de enfriamiento depende de la cantidad de polvo en el aire, y su duración depende del tamaño de las partículas. Las partículas del tamaño de granos de arena caen del aire rápidamente y quedan cerca de la fuente. Estas partículas tienen poco efecto sobre el clima. Caso contrario sucede con las partículas de menor tamaño, las cuales pueden flotar en la atmósfera durante horas o días, provocando la oscuridad y refrigeración directamente debajo de la nube de ceniza, pero estas partículas son rápidamente eliminadas del aire por la actual abundancia de agua y la lluvia en la atmósfera inferior. Sin embargo, el polvo arrojado a la atmósfera seca superior, la estratosfera, puede permanecer durante semanas o meses antes de que se depositen en algún lugar de la tierra. Estas partículas bloquean la luz del sol y causar un enfriamiento en áreas grandes de la tierra. Las causas que originaron las condiciones por las cuales se dio la Edad de Hielo tienen pocas probabilidades de ocurrir mientras que es evidente que el planeta se dirige hacia un calentamiento global. Durante el siglo XX se ha constatado un aumento de la temperatura global y se estima que continúe así en los próximos decenios, esto preocupa al mundo científico y genera inquietudes en los más diversos ámbitos, ya que el calentamiento influye sobre el clima y por ende sobre la producción de alimentos, la salubridad mundial y en la economía en general. Pero no sólo la temperatura ha aumentado, también han aumentado en la atmósfera el CO² en un 25%; el CH4 un 100%; el N2O un 10%. Más recientemente han aparecido los cloro fluorocarbonados o CFC, Freón 11 y Freón 12 principalmente. La causa del aumento de estos gases en la atmósfera es claramente consecuencia de la actividad humana: calefacción, industria, agricultura y transporte. Causa y a la vez efecto del aumento de la población desde la década de los años 20. La acumulación de estos gases contribuye a aumentar el calentamiento. El Panel Intergubernamental de Cambio Climático, en su cuarto reporte, presenta evidencias del incremento global de la temperatura superficial. 136

137 Recomendados: UNIVERSIDAD NACIONAL ABIERTA Y A DISTANCIA UNAD modules/volcanoes/vclimate.html Lección 44. Cambio Climático Se entiende por clima el comportamiento medio observado a través de los años, de las variables meteorológicas que describen el estado del tiempo (IPCC; 1995). Cuando ese comportamiento cambia de manera permanente, se dice que ha ocurrido un cambio climático. El clima regula las actividades agropecuarias, la oferta hídrica, la cobertura vegetal, el hábitat de especies animales y vegetales, los hábitos de las personas, y en casos de cambio extremo, incrementa la vulnerabilidad por el aumento de sequías, inundaciones, incendios forestales, tormentas, heladas, y otros tantos relacionados con el estado del tiempo. Un cambio en el clima afectará todas estas esferas y, por lo tanto, al ser humano. Conocer los probables efectos que el cambio climático puede tener a futuro sobre una región o una zona reviste gran importancia para la planeación de inversión de recursos en aquellos aspectos que tienen mayor vulnerabilidad al cambio y para la definición de planes de mitigación del riesgo y de las consecuencias que pueda traer consigo los cambios en el clima. El primer paso para este conocimiento de efectos de cambio del clima sobre un área determinada es la generación de escenarios de cambio climático regionales y locales, los cuales parten de información altamente elaborada a partir de modelos globales del clima. Los datos que un modelamiento del clima futuro ofrece, son el insumo principal para determinar vulnerabilidades en el recurso hídrico, en la salud, en la agricultura, en la infraestructura, etc. Importancia del Estudio del Cambio Climático El cambio climático a nivel mundial es inequívoco. El incremento de la temperatura del globo terráqueo ha sido comprobado, encontrándose que entre 1990 y 2005, la temperatura ha aumentado aproximadamente 0.2 C (IPCC, 2007). Igualmente se ha verificado su tendencia al aumento y al año 2010 ya se tienen evidencias del efecto que esta temperatura superior tiene 137

138 sobre el nivel del mar, los hielos polares, las corrientes marinas, los glaciares y páramos, entre otros. Figura 48. Cambios en la temperatura, en el nivel del mar y en la cubierta de nieve en el Hemisferio Norte Fuente: IPCC, 2007 Las proyecciones mundiales indican que para finales del siglo XXI la probabilidad de que aumente la ocurrencia de eventos extremos como olas de calor, precipitaciones intensas, fuertes heladas y épocas de sequía o de precipitaciones más marcadas. Igualmente, las proyecciones muestran que es probable que los ciclones tropicales se incrementen, así como la intensidad de los vientos y precipitaciones que conllevan. Para América Latina se espera que hacia la mitad del siglo, los aumentos de temperatura y, por consiguiente, la disminución del agua en los suelos darían lugar a una sustitución gradual de los bosque tropicales por las sabanas en el este de la Amazonia. La vegetación semiárida sería progresivamente sustituida por vegetación de tierras áridas. Podrían producirse pérdidas importantes de biodiversidad debido a la extinción de especies en numerosas áreas de la 138