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CURSO BASICO DE METEREOLOGIA Y CLIMATOLOGIA
FERNANDO AUGUSTO MONTEALEGRE LEON
Montaje del curso:
FREDI JAVIER VELASCO VILLARREAL
MONITOR DE SOPORTE UNIVERSIDAD VIRTUAL
[email protected]
ULTIMA MODIFICACION:
30-Oct-2009-04:25 PM
Sería posible concebir un profesional del sector agropecuario eficiente sin tener nociones de Meteorología y Climatología? Al responder esta pregunta a conciencia, se avanzaría enormemente en el sentido de identificar el perfil del futuro profesional Independientemente de la respuesta, es innegable que muchas de las actividades agropecuarias gravitan en torno al estado y evoluciones de la atmósfera inferior. Ya sea un campesino de escasos recursos o un terrateniente, el éxito o fracaso de su actividad está íntimamente ligada a la cantidad, intensidad, duración y frecuencia de las lluvias (por citar solo una variable del clima). Al tratar de establecer cultivos o animales procedentes de otras latitudes, es indispensable el conocimiento del clima de procedencia así como el de llegado. Lo mismo podrá aplicarse en el manejo de la producción en ambientes controlados (invernaderos, casas de malla, bodegas, cuartos fríos, etc.) Hoy por hoy cobra fuerza la idea de generar una agricultura netamente intertropical que se establezca en función de sus propias reglas del juego Como en cualquier parte del mundo las reglas las dicta el sistema de sustentación natural, siendo la Climatología "tal vez" la variable de caracterización más importante El presente trabajo es una recopilación de obras que tratan la Meteorología y la Climatología a nivel mundial, nacional y regional, enfocado para estimular al estudiante vinculado en las ciencias de la tierra en el conocimiento de la envoltura gaseosa del sistema de sustentación natural. Al final del mismo encontrara las fuentes bibliográficas para que profundice en cualquier tema de su interés. INTRODUCCIÓN
CAPITULO 1: LA ATMOSFERA
1.1 TIEMPO Y CLIMA
1.1.1 Tiempo
1.1.2 Clima
1.2 CARACTERÍSTICAS DE LA ATMÓSFERA
1.2.1 Composición del aire
1.2.2 Las capas de la atmósfera
CAPITULO 2: LA ENERGÍA
2.1 RELACIONES TIERRA-SOL
2.2 MECANISMOS DE TRANSFERENCIA DE ENERGÍA
2.2.1 Radiación electromagnética
2.2.1.1 Radiación ultravioleta
2.2.1.2 Radiación infrarroja
2.2.1.3 Radiación visible (luz)
2.2.2 Conducción molecular
2.2.3 Convección
2.2.4 Calor latente
2.3 BALANCE DE ENERGÍA
2.4 ALBEDO
2.5 MEDIDA DE LA RADIACIÓN
2.5.1 Instrumentos
2.6 ANÁLISIS ESPACIAL
CAPITULO 3:OBSERVACIONES METEOROLÓGICAS
3.1. MÉTODOS DE MEDICIÓN EN METEOROLOGÍA
3.2 HORA DE LAS OBSERVACIONES
2.1 RELACIONES TIERRA-SOL
La distancia entre la Tierra y el Sol es aproximadamente de 150 millones de kilómetros. Como la
órbita de la tierra no es circular sino elíptica la distancia varia durante el curso de un arto. Cada ano,
cerca del tres de enero, nuestro planeta esta a 147 millones de kilómetros del sol, mucho mas cerca
que en ningún día. Esta posición es llamada perihelio. Cerca de 6 meses después, el 4 de julio, esta a
152 millones de kilómetros. Esta posición es llamada afelio. Sin embargo las variaciones en !a
cantidad de radiación solar recibida por la tierra debido a su órbita elíptica es insignificante.
La más importante razón para la variación en la cantidad de energía solar recibida por una localidad
en particular son los cambios estacionales en el ángulo conque los rayos solares llegan a la superficie
terrestre y ta duración del día.
¿Cuáles son las causas de la fluctuación en el ángulo solar y la durado del día? Ello ocurre
debido a que la tierra cambia continuamente .su posición con respecto al sol El eje de la tierra no es
perpendicular a( plano de la órbita alrededor del Sol; este está inclinado 23° 1/2 con respecto a la
perpendicular dando lugar a las estaciones en las latitudes medias. Históricamente, 4 días al año
tienen especial significancia, basados en la migración anual de los rayos solares. En junio 21 o 22, la
tierra está en una posición donde el eje en el hemisferio norte esta inclinado 23° 1/2 con respecto a)
sol. En este tiempo, los rayos caen verticalmente hasta tos 23° 1/2 de latitud norte, formando una
línea conocida como el trópico de cáncer. Para la gente que vive en esas latitudes junio 21 o 22 es
conocido como Solsticio de verano. La energía solar no es distribuida igualmente sobre la superficie
del planeta. Esto crea las corrientes oceánicas y los vientos, los cuales se encargan de transportar
calor de los Trópicos hacia los Polos balanceando de esta forma el flujo : de energía entrante. Seis
meses después, en Diciembre 21 o 22, la tierra esta en una posición contraria, donde los rayos
verticales del sol caen hasta los 23° 1/2 de latitud sur. Esta línea es conocida como Trópico de
Capricornio. En dicha latitud, diciembre 21 o 22 se conoce como Solsticio de invierno. Los
Equinoccios ocurren a mediados de los solsticios. Septiembre 22 o 23 y marzo 21 o 22 (Lutgens, F.,
1995). Figura 2.
FIGURA 2. Posición del planeta en diferentes épocas con
respecto al sol. Fuente: Lutgens, Frederick, 1995.
2.2.1 Radiación electromagnética
Se puede decir que cualquier cuerpo natural, que no este en et cero absoluto de temperatura, tiene
moléculas en movimiento y algo de esa energía cinética molecular se transforma en radiación que
transmite ese cuerpo.
La radiación es un fenómeno en el que la energía se transfiere por medio de ondas electromagnéticas
caracterizadas por su velocidad de propagación (c=300.000 km\s), la amplitud da la intensidad y la
longitud determina su naturaleza (ondas hertzianas, microondas, infrarrojo, visible, ultravioleta, rayos
X) agrupándose bajo el nombre de espectro electromagnético. Figura 3.
La transformación de energía por medio de la radiación electromagnética es independiente de la
existencia de la existencia de un medio de propagación, puede propagarse en el vacío, y si ese medio
existe es independiente de la temperatura de ese medio.
Los cuerpos ante la energía radiante emitida por otro cuerpo pueden reaccionar reflejándola y/o
transmitiéndola y/o absorbiéndola total o parcialmente.
2.2.1.1 Radiación ultravioleta
Al entrar en la atmósfera, la radiación solar tiene más o menos 8% de su energía total bajo la forma
de ultravioletas (UV) que se descomponen en UV abióticos (0.15-0.28 micrón) y UV bióticos (0.280.40 micrón).
El abiótico es enteramente absorbido en la estratosfera por el Ozono (03). Los UV bióticos son
solamente absorbidos en parte por la atmósfera, absorción que aumenta con la inclinación del Sol.
El UV biótico ejerce una acción bactericida activa (depuración natural de los lagos) especialmente en
altitud, inhibe la acción de la la auxina (plantas enanas), contribuye a la síntesis de la vitamina D de
los animales y provoca accidentes patológicos como la fiebre de insolación. Activa la nitrificación del
suelo, produce epidermis gruesa o más espesa (resistentes a ataques criptogámicos micos)
Figura 3. Espectro electromagnético mostrando los nombres
dados a los diferentes rangos de longitud de onda. Note el
cambio de unidad en la escala de longitud. Fuente: Raúl,
Hardy., 1983.
El UV abiótico ejerce una acción antibiótica tan fuerte que produce necrosis de los tejidos (desinfección
de la semilla). Dentro del mundo vegetal se observa una sensibilidad muy fuerte de las plantas
acuáticas y de las plantas terrestres jóvenes, al contrario las briófítas y pteridófitas, resisten muy bien
(Simón, A., 1967).
2.2.1.2 Radiación infrarroja
También llamada calorífica. Se reconoce en ella el infrarrojo cercano y el infrarrojo lejano.
IR cercano: 0.7micrón a 4 micrón, 52% de la emitida por el Sol.
IR lejano: 4 micrón a 100 micrón, emitida por la superficie del planeta.
La cantidad de esta radiación depende de la temperatura y de las propiedades físicas de la superficie
involucrada La máxima radiación que puede ser emitida por un cuerpo dado a una determinada
temperatura es llamada radiación de un cuerpo negro. (Simón. A., 1967).
Sí la temperatura se mide en grados Kelvin hay dos relaciones simples pero importantes entre ésta y
la radiación emitida por un cuerpo negro cualquiera. La primera es la ley de Stefan, que establece que
si la temperatura se duplica. !a intensidad de la radiación emitida lo hace cuatro veces (es decir, se
multiplica por 16). La segunda ley de Wien, que establece que si la temperatura se dobla, la longitud
de emisión de la radiación máxima se divide por dos. Estas sencillas leyes explican la tremenda
diferencia que existe entre la radiación que llega del Sol y la radiación que sale de la Tierra: se debe
totalmente al contraste entre la temperatura solar y la terrestre y establece las fuerzas conductoras
de la circulación atmosférica.
Los IR son casi totalmente absorbidos por el CO2 y el vapor de agua (efecto de invernadero)
(Retallack, B., 1973).
2.2.1.3 Radiación visible (luz)
Va de 0.4 micrón a 0.7 micrón. Participa con el 40% de la energía solar en la atmósfera. Se reconoce
que los rojos (0.63 a 0.72 micrón) y los anaranjados (0.56 a 0.63 micrón) corresponden al máximo de
la fotosíntesis e. intervienen en la inducción de reacciones de fotoperiodismo.
El violeta (0.4 a 0.43 micrón) y tos azules (0.43 a 0.49 micrón)corresponden al segundo máximo de la
fotosíntesis, favorecen ciertas reacciones, metabólicas, como la producción de vitamina C, y la
elaboración de antocianinas.
Los verdes (0.49 a 0.56 micrón). Esta es la región espectral de más baja eficiencia fotosintética y de
actividad formativa débil.
Atravesando la atmósfera, la luz es parcialmente difusa, lo que nos da la impresión de que el cielo es
luminoso. La radiación luminosa al suelo se compone luego de una parte de radiación directa y de una
parte de radiación difusa. En las sombras hay poco o nada de luz solar directa.
La proporción de luz difusa aumenta con la inclinación del Sol y por consiguiente varia con la latitud, la
estación y el momento del día. La proporción de luz difusa aumenta también considerablemente con la
nubosidad.
Cuando el cielo está sereno, la difusión se hace esencialmente en la gama de los violetas y los azules,
lo que nos da la coloración azul del cielo; la luz difusa en este caso es una fuente importante de
radiaciones cortas y las plantas que viven a la sombra de la iluminación directa, se encuentran en un
ambiente "azul". Al contrario cuando el cielo está cargado de agua (nubes) o de partículas sólidas
(polución), la difusión se hará igualmente en todas las longitudes de onda y la luz difusa esta blanca.
La intensidad de la luz aumenta con la altura, este aumento se puede cifrar en mas o menos 2 a 4%
por 100 metros, hasta 2000 metros y de.1% por cada 100 metros por encima de los 2000 metros.
(Simón, A.. 1967).
2.2.2 Conducción molecular
En este proceso la energía en forma de calor pasa de un cuerpo más caliente a otro menos caliente sin
que haya transferencia de materia. E! choque entre moléculas rápidas y calientes con las frías y
lentas, transfiere energía cinética a las últimas y se aceleran. Requiere: materia, gradiente de
temperatura y. cuerpos en contacto. (Retallack, B.. 1973).
2.2.3 Convección
Se define como el proceso para transferir calor mediante un movimiento real de masas de un medio
material
Se llama corriente de convección a una corriente de liquido a de gas que absorbe energía térmica en
un lugar y luego se mueve a otro sitio, donde libera el calor a la porción más fría del fluido.
Si el movimiento de) fluido se origina por una diferencia en densidad que acompaña a un cambio en la
temperatura, la corriente producida de esta manera se llama convección natural. Cuando el fluido es
obligado a moverse por la acción de una bomba o ventilador, la corriente producida de esta manera se
llama convección forzada
2.2.4 Calor latente
En el ciclo hidrológico el agua al pasar de un estado a otro puede liberar o almacenar energía en forma
de calor.
a.
b.
c.
d.
Agua sólida + calor (sensible = 80 cal/gr.). Produce agua liquida (+ calor latente = 80 cal/gr.)
Agua líquida (+ calor latente= 80 cal/gr.) + calor sensible (= 520 cal/gr.). Produce vapor de
agua (+ calor = 600 cal/gr.).
Vapor de agua (calor latente = 600 cal/gr.) + calor sensible (= 520 cak/gr.)
Agua líquida (+ calor latente = SO cal/gr.) + enfriamiento produce agua sólida + calor
sensible (= 80 cal/gr.). (Eslava, J., 1992).
El término radiación global agrupa al conjunto de radiación solar proveniente de las reacciones
nucleares originadas a! interior del Sol.
A su entrada a la atmósfera, la radiación global, transporta una energía de 1.94 col.gr.cm2-min
cantidad que se llama la constante solar; constante que esta sujeta a una oscilación anual de más o
menos un 7% según la distancia Tierra-Sol. Alcanza los 2.01 calorías, gramos, cm2-min alrededor del
3 de Enero (perihelio) y 1.86 para el 4 de Julio (afelio).
La radiación global extraterrestre comporta:



8% Rayo ultravioleta (0.15-0.40 micrones) es la radiación actínica.
40% Luz visible (0.40-072 micrones) o radiación luminosa.
52% Rayos infrarrojos (0.72-4.00 micrones) o radiación térmica.
Al corregir el valor de la constante solar aplicándolo a la superficie terrestre (circulo y no un globo)
nos da 349 W/m2, que es el valor promedio de 2 horas. (Wheaton, F., 1977).
Se puede establecer un balance de energía para la radiación solar, dado que durante largos periodos
el total de energía entrante debe igualar el total de energía saliente para la Tierra. Tabla 2, figuras 4 y
5
Figura 4. Distribución promedio de la radiación solar
con cielo despejado Fuente: Lutgens, Frederick.,
1995.
Figura 5. Distribución promedio de la radiación solar
con cielo nublado. Fuente: Lutgens, Frederick., 1995.
Si no se cumpliera esto, existirían dos posibilidades: La primera, un calentamiento progresivo del
planeta que llevarla al desecamiento de los océanos y por consiguiente el rompimiento del ciclo
hidrológico; la segunda, un enfriamiento que llevaría al congelamiento inclusive de la región
intertropical. Parece que a estas dos posibilidades el planeta tarde o temprano se verá enfrentado.
De la radiación total entrante, una parte se utiliza y otra se refleja. Un 16% de Es, es captada por la
atmósfera debido al vapor de agua, bióxido de carbono.
metano y otros compuestos y elementos que absorben la radiación infrarroja; siendo el Oxígeno (O3,
O2, O) el elemento que absorbe preferiblemente la radiación ultravioleta de tipo abiótíco (0.15-0.24
micrones) y un 24%, es reflejada por las nubes, que cubren un área del 52% de la superficie terrestre
en cualquier tiempo. Las nubes también absorben cerca del 2% de Es.
Las partículas de polvo, gotas de agua, moléculas de gases atmosféricos, los mismos núcleos de
condensación y otros materiales provocan que el 7% de Es sea radiada al espacio. Cuando finalmente
llega a la superficie, aproximadamente el 4% es reflejado al espacio, siendo que dicha reflexión es
tanto más intensa cuanto más claro sea su color (albedo) Vemos como el 47% de la energía incidente
es absorbida en la superficie terrestre El segundo elemento importante en et balance de energía
radiante, es la radiación de onda larga.
Todo cuerpo cuya temperatura es superior al 0 absoluto, emite una radiación cuya intensidad y
longitud de onda depende de la temperatura absoluta. La Tierra misma irradia, de acuerdo con la ley
de Stefan Boltzmann.
Er = σT4
(2.1)
Donde:
E : Energía radiada por la superficie terrestre.
σ : Constante 9.26.10-11
T* : Temperatura absoluta promedio de la superficie terrestre. (T° + 273 K)
La atmósfera radia hacia el suelo y éste a su vez lo hace con la atmósfera. Sin embargo, como la
atmósfera es en promedio más fria que el suelo, resulta que e! valor de radiación terrestre es superior
399.0 W/m2 a la radiación atmosférica (349.0 W/m2). El vapor de agua y el bióxido de carbono
atrapan casi toda la radiación de onda larga, excepto por algunas ventanas atmosféricas. De todas
maneras la mayor parte de la radiación absorbida es reirradiada hacia la Tierra (337.0 W/m2).
Tenemos por lo. tanto que la radiación saliente neta es igual a la energía radiada (Er) menos la
energía absorbida hacia la tierra (Err)
De la siguiente ecuación calcularemos la energía radiante neta medida sobre la superficie terrestre:
En = Es - E1 - (Er - Err)
Tabla 2 Energía entrante y energía saliente
(2.2)
RADIACIÓN ENTRANTE
W/m2
Energía solar sobre la atmósfera promediadas sobre superficies esféricas 349.0
16% Captada por la atmósfera
55.8
24% Reflejada por tas nubes
83.8
7% Reformada y diseminada por partículas y moléculas al espacio
24.4
2% Captada por las nubes
7.0
51 % Recibida por ta superficie terrestre
176.0
4% Reflejada por la superficie terrestre
14.0
47% Disponible en la superficie terrestre
164.0
RADIACIÓN ONDA LARGA
W/m2
Er Energía radiante debida a la temperatura de la tierra
399.0
Err Radiación saliente absorbida por ta atmósfera y reirradiada la Tierra 337.0
Els Pérdida total de energía debida a la radiación de ta superficie
62.0
2.1 RELACIONES TIERRA-SOL
La distancia entre la Tierra y el Sol es aproximadamente de 150 millones de kilómetros. Como la
órbita de la tierra no es circular sino elíptica la distancia varia durante el curso de un arto. Cada ano,
cerca del tres de enero, nuestro planeta esta a 147 millones de kilómetros del sol, mucho mas cerca
que en ningún día. Esta posición es llamada perihelio. Cerca de 6 meses después, el 4 de julio, esta a
152 millones de kilómetros. Esta posición es llamada afelio. Sin embargo las variaciones en !a
cantidad de radiación solar recibida por la tierra debido a su órbita elíptica es insignificante.
La más importante razón para la variación en la cantidad de energía solar recibida por una localidad
en particular son los cambios estacionales en el ángulo conque los rayos solares llegan a la superficie
terrestre y ta duración del día.
¿Cuáles son las causas de la fluctuación en el ángulo solar y la durado del día? Ello ocurre
debido a que la tierra cambia continuamente .su posición con respecto al sol El eje de la tierra no es
perpendicular a( plano de la órbita alrededor del Sol; este está inclinado 23° 1/2 con respecto a la
perpendicular dando lugar a las estaciones en las latitudes medias. Históricamente, 4 días al año
tienen especial significancia, basados en la migración anual de los rayos solares. En junio 21 o 22, la
tierra está en una posición donde el eje en el hemisferio norte esta inclinado 23° 1/2 con respecto a)
sol. En este tiempo, los rayos caen verticalmente hasta tos 23° 1/2 de latitud norte, formando una
línea conocida como el trópico de cáncer. Para la gente que vive en esas latitudes junio 21 o 22 es
conocido como Solsticio de verano. La energía solar no es distribuida igualmente sobre la superficie
del planeta. Esto crea las corrientes oceánicas y los vientos, los cuales se encargan de transportar
calor de los Trópicos hacia los Polos balanceando de esta forma el flujo : de energía entrante. Seis
meses después, en Diciembre 21 o 22, la tierra esta en una posición contraria, donde los rayos
verticales del sol caen hasta los 23° 1/2 de latitud sur. Esta línea es conocida como Trópico de
Capricornio. En dicha latitud, diciembre 21 o 22 se conoce como Solsticio de invierno. Los
Equinoccios ocurren a mediados de los solsticios. Septiembre 22 o 23 y marzo 21 o 22 (Lutgens, F.,
1995). Figura 2.
FIGURA 2. Posición del planeta en diferentes épocas con
respecto al sol. Fuente: Lutgens, Frederick, 1995.
2.2.1 Radiación electromagnética
Se puede decir que cualquier cuerpo natural, que no este en et cero absoluto de temperatura, tiene
moléculas en movimiento y algo de esa energía cinética molecular se transforma en radiación que
transmite ese cuerpo.
La radiación es un fenómeno en el que la energía se transfiere por medio de ondas electromagnéticas
caracterizadas por su velocidad de propagación (c=300.000 km\s), la amplitud da la intensidad y la
longitud determina su naturaleza (ondas hertzianas, microondas, infrarrojo, visible, ultravioleta, rayos
X) agrupándose bajo el nombre de espectro electromagnético. Figura 3.
La transformación de energía por medio de la radiación electromagnética es independiente de la
existencia de la existencia de un medio de propagación, puede propagarse en el vacío, y si ese medio
existe es independiente de la temperatura de ese medio.
Los cuerpos ante la energía radiante emitida por otro cuerpo pueden reaccionar reflejándola y/o
transmitiéndola y/o absorbiéndola total o parcialmente.
2.2.1.1 Radiación ultravioleta
Al entrar en la atmósfera, la radiación solar tiene más o menos 8% de su energía total bajo la forma
de ultravioletas (UV) que se descomponen en UV abióticos (0.15-0.28 micrón) y UV bióticos (0.280.40 micrón).
El abiótico es enteramente absorbido en la estratosfera por el Ozono (03). Los UV bióticos son
solamente absorbidos en parte por la atmósfera, absorción que aumenta con la inclinación del Sol.
El UV biótico ejerce una acción bactericida activa (depuración natural de los lagos) especialmente en
altitud, inhibe la acción de la la auxina (plantas enanas), contribuye a la síntesis de la vitamina D de
los animales y provoca accidentes patológicos como la fiebre de insolación. Activa la nitrificación del
suelo, produce epidermis gruesa o más espesa (resistentes a ataques criptogámicos micos)
Figura 3. Espectro electromagnético mostrando los nombres
dados a los diferentes rangos de longitud de onda. Note el
cambio de unidad en la escala de longitud. Fuente: Raúl,
Hardy., 1983.
El UV abiótico ejerce una acción antibiótica tan fuerte que produce necrosis de los tejidos (desinfección
de la semilla). Dentro del mundo vegetal se observa una sensibilidad muy fuerte de las plantas
acuáticas y de las plantas terrestres jóvenes, al contrario las briófítas y pteridófitas, resisten muy bien
(Simón, A., 1967).
2.2.1.2 Radiación infrarroja
También llamada calorífica. Se reconoce en ella el infrarrojo cercano y el infrarrojo lejano.
IR cercano: 0.7micrón a 4 micrón, 52% de la emitida por el Sol.
IR lejano: 4 micrón a 100 micrón, emitida por la superficie del planeta.
La cantidad de esta radiación depende de la temperatura y de las propiedades físicas de la superficie
involucrada La máxima radiación que puede ser emitida por un cuerpo dado a una determinada
temperatura es llamada radiación de un cuerpo negro. (Simón. A., 1967).
Sí la temperatura se mide en grados Kelvin hay dos relaciones simples pero importantes entre ésta y
la radiación emitida por un cuerpo negro cualquiera. La primera es la ley de Stefan, que establece que
si la temperatura se duplica. !a intensidad de la radiación emitida lo hace cuatro veces (es decir, se
multiplica por 16). La segunda ley de Wien, que establece que si la temperatura se dobla, la longitud
de emisión de la radiación máxima se divide por dos. Estas sencillas leyes explican la tremenda
diferencia que existe entre la radiación que llega del Sol y la radiación que sale de la Tierra: se debe
totalmente al contraste entre la temperatura solar y la terrestre y establece las fuerzas conductoras
de la circulación atmosférica.
Los IR son casi totalmente absorbidos por el CO2 y el vapor de agua (efecto de invernadero)
(Retallack, B., 1973).
2.2.1.3 Radiación visible (luz)
Va de 0.4 micrón a 0.7 micrón. Participa con el 40% de la energía solar en la atmósfera. Se reconoce
que los rojos (0.63 a 0.72 micrón) y los anaranjados (0.56 a 0.63 micrón) corresponden al máximo de
la fotosíntesis e. intervienen en la inducción de reacciones de fotoperiodismo.
El violeta (0.4 a 0.43 micrón) y tos azules (0.43 a 0.49 micrón)corresponden al segundo máximo de la
fotosíntesis, favorecen ciertas reacciones, metabólicas, como la producción de vitamina C, y la
elaboración de antocianinas.
Los verdes (0.49 a 0.56 micrón). Esta es la región espectral de más baja eficiencia fotosintética y de
actividad formativa débil.
Atravesando la atmósfera, la luz es parcialmente difusa, lo que nos da la impresión de que el cielo es
luminoso. La radiación luminosa al suelo se compone luego de una parte de radiación directa y de una
parte de radiación difusa. En las sombras hay poco o nada de luz solar directa.
La proporción de luz difusa aumenta con la inclinación del Sol y por consiguiente varia con la latitud, la
estación y el momento del día. La proporción de luz difusa aumenta también considerablemente con la
nubosidad.
Cuando el cielo está sereno, la difusión se hace esencialmente en la gama de los violetas y los azules,
lo que nos da la coloración azul del cielo; la luz difusa en este caso es una fuente importante de
radiaciones cortas y las plantas que viven a la sombra de la iluminación directa, se encuentran en un
ambiente "azul". Al contrario cuando el cielo está cargado de agua (nubes) o de partículas sólidas
(polución), la difusión se hará igualmente en todas las longitudes de onda y la luz difusa esta blanca.
La intensidad de la luz aumenta con la altura, este aumento se puede cifrar en mas o menos 2 a 4%
por 100 metros, hasta 2000 metros y de.1% por cada 100 metros por encima de los 2000 metros.
(Simón, A.. 1967).
2.2.2 Conducción molecular
En este proceso la energía en forma de calor pasa de un cuerpo más caliente a otro menos caliente sin
que haya transferencia de materia. E! choque entre moléculas rápidas y calientes con las frías y
lentas, transfiere energía cinética a las últimas y se aceleran. Requiere: materia, gradiente de
temperatura y. cuerpos en contacto. (Retallack, B.. 1973).
2.2.3 Convección
Se define como el proceso para transferir calor mediante un movimiento real de masas de un medio
material
Se llama corriente de convección a una corriente de liquido a de gas que absorbe energía térmica en
un lugar y luego se mueve a otro sitio, donde libera el calor a la porción más fría del fluido.
Si el movimiento de) fluido se origina por una diferencia en densidad que acompaña a un cambio en la
temperatura, la corriente producida de esta manera se llama convección natural. Cuando el fluido es
obligado a moverse por la acción de una bomba o ventilador, la corriente producida de esta manera se
llama convección forzada
2.2.4 Calor latente
En el ciclo hidrológico el agua al pasar de un estado a otro puede liberar o almacenar energía en forma
de calor.
a.
b.
c.
d.
Agua sólida + calor (sensible = 80 cal/gr.). Produce agua liquida (+ calor latente = 80 cal/gr.)
Agua líquida (+ calor latente= 80 cal/gr.) + calor sensible (= 520 cal/gr.). Produce vapor de
agua (+ calor = 600 cal/gr.).
Vapor de agua (calor latente = 600 cal/gr.) + calor sensible (= 520 cak/gr.)
Agua líquida (+ calor latente = SO cal/gr.) + enfriamiento produce agua sólida + calor
sensible (= 80 cal/gr.). (Eslava, J., 1992).
El término radiación global agrupa al conjunto de radiación solar proveniente de las reacciones
nucleares originadas a! interior del Sol.
A su entrada a la atmósfera, la radiación global, transporta una energía de 1.94 col.gr.cm2-min
cantidad que se llama la constante solar; constante que esta sujeta a una oscilación anual de más o
menos un 7% según la distancia Tierra-Sol. Alcanza los 2.01 calorías, gramos, cm2-min alrededor del
3 de Enero (perihelio) y 1.86 para el 4 de Julio (afelio).
La radiación global extraterrestre comporta:



8% Rayo ultravioleta (0.15-0.40 micrones) es la radiación actínica.
40% Luz visible (0.40-072 micrones) o radiación luminosa.
52% Rayos infrarrojos (0.72-4.00 micrones) o radiación térmica.
Al corregir el valor de la constante solar aplicándolo a la superficie terrestre (circulo y no un globo)
nos da 349 W/m2, que es el valor promedio de 2 horas. (Wheaton, F., 1977).
Se puede establecer un balance de energía para la radiación solar, dado que durante largos periodos
el total de energía entrante debe igualar el total de energía saliente para la Tierra. Tabla 2, figuras 4 y
5
Figura 4. Distribución promedio de la radiación solar
con cielo despejado Fuente: Lutgens, Frederick.,
1995.
Figura 5. Distribución promedio de la radiación solar
con cielo nublado. Fuente: Lutgens, Frederick., 1995.
Si no se cumpliera esto, existirían dos posibilidades: La primera, un calentamiento progresivo del
planeta que llevarla al desecamiento de los océanos y por consiguiente el rompimiento del ciclo
hidrológico; la segunda, un enfriamiento que llevaría al congelamiento inclusive de la región
intertropical. Parece que a estas dos posibilidades el planeta tarde o temprano se verá enfrentado.
De la radiación total entrante, una parte se utiliza y otra se refleja. Un 16% de Es, es captada por la
atmósfera debido al vapor de agua, bióxido de carbono.
metano y otros compuestos y elementos que absorben la radiación infrarroja; siendo el Oxígeno (O3,
O2, O) el elemento que absorbe preferiblemente la radiación ultravioleta de tipo abiótíco (0.15-0.24
micrones) y un 24%, es reflejada por las nubes, que cubren un área del 52% de la superficie terrestre
en cualquier tiempo. Las nubes también absorben cerca del 2% de Es.
Las partículas de polvo, gotas de agua, moléculas de gases atmosféricos, los mismos núcleos de
condensación y otros materiales provocan que el 7% de Es sea radiada al espacio. Cuando finalmente
llega a la superficie, aproximadamente el 4% es reflejado al espacio, siendo que dicha reflexión es
tanto más intensa cuanto más claro sea su color (albedo) Vemos como el 47% de la energía incidente
es absorbida en la superficie terrestre El segundo elemento importante en et balance de energía
radiante, es la radiación de onda larga.
Todo cuerpo cuya temperatura es superior al 0 absoluto, emite una radiación cuya intensidad y
longitud de onda depende de la temperatura absoluta. La Tierra misma irradia, de acuerdo con la ley
de Stefan Boltzmann.
Er = σT4
(2.1)
Donde:
E : Energía radiada por la superficie terrestre.
σ : Constante 9.26.10-11
T* : Temperatura absoluta promedio de la superficie terrestre. (T° + 273 K)
La atmósfera radia hacia el suelo y éste a su vez lo hace con la atmósfera. Sin embargo, como la
atmósfera es en promedio más fria que el suelo, resulta que e! valor de radiación terrestre es superior
399.0 W/m2 a la radiación atmosférica (349.0 W/m2). El vapor de agua y el bióxido de carbono
atrapan casi toda la radiación de onda larga, excepto por algunas ventanas atmosféricas. De todas
maneras la mayor parte de la radiación absorbida es reirradiada hacia la Tierra (337.0 W/m2).
Tenemos por lo. tanto que la radiación saliente neta es igual a la energía radiada (Er) menos la
energía absorbida hacia la tierra (Err)
De la siguiente ecuación calcularemos la energía radiante neta medida sobre la superficie terrestre:
En = Es - E1 - (Er - Err)
Tabla 2 Energía entrante y energía saliente
(2.2)
RADIACIÓN ENTRANTE
W/m2
Energía solar sobre la atmósfera promediadas sobre superficies esféricas 349.0
16% Captada por la atmósfera
55.8
24% Reflejada por tas nubes
83.8
7% Reformada y diseminada por partículas y moléculas al espacio
24.4
2% Captada por las nubes
7.0
51 % Recibida por ta superficie terrestre
176.0
4% Reflejada por la superficie terrestre
14.0
47% Disponible en la superficie terrestre
164.0
RADIACIÓN ONDA LARGA
W/m2
Er Energía radiante debida a la temperatura de la tierra
399.0
Err Radiación saliente absorbida por ta atmósfera y reirradiada la Tierra 337.0
Els Pérdida total de energía debida a la radiación de ta superficie
62.0
Donde:
En : Energía neta disponible.
Es : Energía solar por encima de la atmósfera.
E1 : Energía solar perdida debido a la absorción de la atmósfera y a la
reflexión.
Err : Radiación de ta superficie terrestre absorbida y reirradiada a la Tierra por la atmósfera.
Sustituyendo los valores de ta Tabla 2 a la ecuación 2.2 se tiene:
E = Es - 0.53 Es - (399 - 337)
En = 349 -185 -62
En =102 W/m2
(2.3)
(2-4)
(2.5)
Estableciendo un balance de calor estos 102 W/m2 de energía, quedan discriminados de la siguiente
manera:
Donde:
En : E sensible = E evap x E biol + Ess
En : Energía neta disponible.
Ess : Energía transferida al terreno y al mar.
E sens. : Energía transferida como calor sensible de la superficie terrestre al aire (entibiándolo).
E evap. : Energía utilizada para evaporar agua.
E biol. : Energía utilizada en procesos biológicos tales como fotosíntesis, la respiración y la
descomposición de materiales biológicos.
Los cambios de la energía evaporatoria consumen aproximadamente 65 W/m2, unos 820 mm do agua
por año sobre toda la superficie terrestre. Se estima que el promedio mundial de lluvias es de 830
mm. Por lo tanto el ciclo hidrológico es el mayor consumidor de energía solar. Junto con el traslado de
calor sensible la representan un 99.7% de energía neta disponible (En).
La transferencia convectiva de calor en los océanos es a menudo de 10a 10 veces mayor que tos
procesos conductivos que ocurren en áreas continentales. Así, los climas marítimos tienen
temperaturas mucho más estables. (Wheaton, F, 1977).
El albedo de una superficie es la relación entre ta cantidad de radiación global reflejada por la
superficie y la cantidad de radiación incidente, expresado en porcentaje o en décimas de unidad.
A=Ir/Q
(2.6)
Donde:
A : Albedo
Ir : Radiación reflejada :
Q : Radiación incidente
El albedo depende de las propiedades de la superficie y de sus condiciones: color humedad, presencia
o falta de vegetación, rugosidad. También depende de la elevación del Sol. E1 agua tiene poco albedo,
alrededor del 5% cuando el Sol está alto, pero actúa como un espejo y refleja más del 70% de la
radiación cuando esta incide oblicuamente. La nieve fresca refleja el 90% de la radiación solar,
quedando poco calor para elevar la temperatura. Los bosques reflejan el 7% de la radiación solar;
gran parte del calor llegado sirve para evaporación.
2.5 MEDIDA DE LA RADIACIÓN
Desde el punto de vista físico, el método más correcto para medir las diferentes corrientes de
radiación es la determinación del efecto calórico de ella. De esta forma resulta directamente la
magnitud de energía radiante recibida De esta manera se utilizan dos termómetros cuya diferencia se
concluye que es la radiación.
2.5.1 Instrumentos
Son varios los instrumentos utilizados para tal fin. Se diferencian en el elemento sensible empleado,
que bien puede ser algún tipo de líquido, diferentes metales, o eléctricos. El instrumento más
frecuentemente usado para medir la radiación se basa en las leyes de la emisión y absorción.
(Formula de Stefan-Boltzmann, la ley de Planck, la ley de Wien entre otras).
El Piranómetro de Eppley tiene secciones blancas y negras. La absorción de la radiación solar por las
secciones negras es superior a la de las blancas, produciéndose una diferencia de temperatura. Esto
diferencia se mide eléctricamente y a partir de ella se determina la energía recibida. Puede usarse el
mismo principio para medir el flujo de radiación de onda larga emitido por la tierra Sin embargo este
instrumento presenta serios inconvenientes para su utilización, razón por la cual se utifiza.el
Heliógrafo cuya información han tratado muchos autores de correlacionar con la radiación global (Rg)
recibida en un lugar determinado.
Para estimar la radiación Global a partir de la insolación se ha recurrido a la ecuación de una línea
recta (ecuación de Angtrong), utilizando el análisis estadístico, que permite medir el grado de
asociación que existe entre la radiación global y la insolación. La ecuación de una recta es de la forma:
y = a + bx
(2.7)
En este caso "Y" se toma como la relación entre la energía solar que llega a la superficie de la tierra
(Rg) y la energía solar teórica que existiría en ausencia de atmósfera (Ra):
y = Rg/Ra
(2.8)
El valor de "X" es tomado como la relación existente entre el valor del numero de horas de brillo solar
que realmente hubo en un día (n) con el número máximo teórico de horas de brillo solar que habría en
ausencia de atmósfera (N) o sea:
Insolación relativa. X = n/N
(2.9)
El término "b" significa el ángulo de inclinación de la recta de regresión en relación con el eje de la
abcisa.
El parámetro "a" es el desplazamiento del punto de origen de la recta en relación con el punto de
origen de un sistema de coordenadas ortogonales.
La ecuación para estimar la Rg queda así:
Rg/Ra= a+b (n/N) ó Rg= Ra (a+b (n/N))
(2.10)
Los valores de la energía solar teórica que llega al tope de la atmósfera (Ra) se calculan en función de
otras variables como, latitud del lugar, declinación solar, ángulo horario. (Sabogal, 1987)
Ra : Se encuentra en tablas
H : También se encuentra en tablas.
Esta ecuación ha venido siendo ampliamente utilizada, aunque implica la definición de los parámetros
a y b. En un estudio para la zona andina realizado por Frere et al 1975. estos valores son: a=0.29 y
b=0.42. Estos valores son altamente aplicables a la zona tropical ecuatorial que disfruta de niveles de
radiación altos según los mismos autores.
Entre otros instrumentos se cuentan los siguientes:



Pirheliómetro: Mide la intensidad de la radiación solar directa a incidencia normal
Pirradiómetro: Mide la radiación solar y/o la terrestre.
Pirradiómetro neto: Mide e¡ flujo neto de la radiación total hacía abajo y/o hacía arriba a
través de una superficie horizontal.
Es necesario aclarar que brillo solar (insolación) es el tiempo durante el cual se tiene una irradiancia
superior a 120 W/m2 en un periodo determinado. Unidad: horas/día, horas/mes, horas/año,
dependiendo del periodo escogido. (Rodríguez H & González F. 1992).
2.6 ANÁLISIS ESPACIAL
La radiación Global (su cantidad), es función de la latitud, y en nuestro caso particular de la altitud
(nubosidad). En la latitud Ecuatorial -y tropical la radiación neta (Rn) representa el siguiente
porcentaje de Rg: (Tabla 3).
Tabla 3. Porcentaje de radiación neta sobre la radiación global.
<
ALTITUD LATITUD ECUATORIAL LATITUD TROPICAL
M
%
%
0
59
56
1000
55
51
2000
51
45
3000
47
40
4000
43
34
Se aprecia en primera instancia que en el ecuador como era de esperarse existe un mayor porcentaje
con respecto a la tropical, siendo los mayores porcentajes (en función de la altitud) entre los 1000
metros y el nivel del mar. A mayor altitud en términos generales mayor nubosidad y por ende menor
radiación neta.
Con respecto al análisis temporal del brillo solar cabe de esperarse un comportamiento inverso con
respecto al régimen de precipitaciones, esto es menor brillo solar a mayores precipitaciones.
3.1. MÉTODOS DE MEDICIÓN EN METEOROLOGÍA
Nuestros sentidos y principalmente la vista permiten hacer un gran numero de observaciones; por
ejemplo, la cantidad y tipo de nubes presentes en el cielo. Se dice, en este caso, que el método es por
apreciación visual y las observaciones así realizadas reciben el nombre de observaciones sensoriales.
Cuando nuestros sentidos no son suficientes para determinar o medir el fenómeno meteorológico, se
necesita recurrir a los instrumentos. En este caso las observaciones se llaman observaciones
instrumentales y el método lectura instrumental.
El resultado de la observación es un valor numérico (por ejemplo: 20.5 °C) o la descripción y
clasificación de un fenómeno (por ejemplo, presencia de tempestad, viento fuerte, etc.).
Las observaciones meteorológicas se realizan en la estación meteorológica, en donde se encuentran
todos los instrumentos necesarios, convenientemente distribuidos.
La red meteorológica es el conjunto de estaciones meteorológicas, en las que se observan, miden y/o
registran los diferentes fenómenos y elementos meteorológicos. (Sabogal, N., 1985),
3.2 HORA DE LAS OBSERVACIONES
Para las estaciones climatológicas las horas oficiales de observación son las 07:00, 13:00 y 19:00 HLC
(Hora Legal Colombiana), es decir a las 7:00 de la mañana, 1:00 de ¡a tarde y 7:00 de la noche, para
los elementos de temperatura y humedad relativa; en el caso de lluvia, evaporación y recorrido del
viento, las lecturas solamente se realizan a las 7:00 de la mañana. Se deben de efectuar dentro de los
diez minutos anteriores a la hora oficial de observación, (Sabogal, N., 1985).
3.3 ESTACIONES METEOROLÓGICAS
Se dividen en dos grandes tipos:

Principales

Ordinarias
3.3.1 ESTACIÓN METEOROLÓGICA PRINCIPAL
Es aquella en la cual se hacen observaciones de lluvia, temperatura del aire, temperaturas máxima y
mínima a dos metros, humedad, viento, radiación, brillo solar, evaporación temperaturas extremas del
tanque de evaporación, cantidad de nubes y fenómenos especiales. Gran parte de éstas variables o
elementos se obtienen de instrumentos registradores.
3.3.2 ESTACIÓN METEOROLÓGICA ORDINARIA
Se hacen observaciones de temperatura del aire y precipitación, primordialmente. Poseen muy poco
instrumental registrador. Algunas llevan instrumentos adicionales tales como tanque de evaporación,
heliógrafo y anemómetro. (Sabogal, N., 1985).
3.4 MEDIDAS DE LA ESTACIÓN TIPO IDEAM
La instalación de equipos requiere de un terreno convenientemente situado, nivelado, recubierto de
césped y de 14 metros de largo por 10.5 metros de ancho, con la parte más larga orientada de sur a
norte. Se debe de evitar toda influencia de obstáculos naturales o artificiales. La distribución se ve en
la Figura 6.
Figura 6, Estación meteorológica tipo ÍDEAM. Fuente: Sabogal, N.. 1985
Se hacen visualmente y por medio de instrumentos meteorológicos. Estos se pueden dividir en dos
clases fundamentales:
3.5.1 Instrumentos de lectura directa
Son todos aquellos que no inscriben las mediciones en una faja de papel; por lo general, son más
precisos pero cada medición requiere de una lectura. Tabla 3.
3.5.2 instrumentos registradores
Son aquellos en los cuales loe valores que va tomando la variable son registrados en una faja de papel
unida a un tambor o rodillo que da vueltas con el paso del tiempo y como resultado se obtiene una
curva que representa la variable meteorológica en función del tiempo. (Sabogal, N., 1985). Tabla 4.
Tabla 4. Instrumentos de lectura directa y registradores,
VARIABLE
Temperatura del aire
Instrumento lectura directa instrumento registrador
Termómetro
Termógrafo
Temperatura del suelo Geotermometro
Geotérmografo
Humedad atmosférica Psicrómetro
Hidrógrafo
Precipitación
Pluviómetro
Pluviógrafo
Velocidad del viento
Anemómetro
Anemografo
3.6 MEDICIÓN DE LA TEMPERATURA
En las estaciones climatológicas es necesario medir la temperatura del aire y del suelo. Para la
medición de la temperatura del aire se utilizan el termómetro seco y los termómetros de máxima y
mínima. La temperatura del suelo se determina utilizando termómetros que han sido introducidos en
la tierra a diferentes profundidades, razón por la cual reciben el nombre de geotermómetros.
(Sabogal, N , 1985) (López, L 1988).
3.6 1 Temperatura del aire en superficie
Se entiende por temperatura del aire en superficie, !a temperatura del aire libre a una altura
comprendida entre 1.25 y 2.00 metros sobre el nivel del suelo.
Para obtener una lectura representativa de tas temperaturas del aire, los termómetros deben estar
protegidos de la radiación del Sol y al mismo tiempo estar convenientemente ventilados. Esto se ha
conseguido instalándolos dentro de una caseta o abrigo meteorológico.
Existen numerosas variedades de casetas, pero en esencia consisten en combinaciones de tablas o
persianas con las cuales se da sombra a los termómetros sin impedir su aireación. Se instalan sobre
cuatro pies efe madera o hierro de modo que su base quede a una altura de 2.00 metros sobre el
suelo
En la caseta suelen instalarse los termómetros de máxima y mínima y el sicrómetro, formado por los
termómetros seco y húmedo. (López, L. 1968).
3.6.1.1 Termómetro seco
La temperatura del aire es la que indica el termómetro seco del sicrómetro Este termómetro está
constituido por un depósito de vidrio esférico o cilíndrico, que se prolonga por un tubo capilar también
de vidrio, cerrado en el otro extremo. Por el calor, el mercurio encerrado en el depósito pasa al tubo y
hace subir la columna.
En el interior del tubo de vidrio se encuentra una rejilla con graduaciones cada 0.2 C. La temperatura
se lee sobre la graduación que corresponde al extremo de la columna de mercurio. La parte superior
de !a columna de mercurio es una superficie curva llamada menisco. Figura 7.
Las lecturas se efectúan a la 07:00, 13:00 y 19:00 HLC. y posteriormente se anotan en la casilla
respectiva del "Diario de Observaciones". (López, L. 1988).
3.6.1.2 Termómetro de máxima
Este termómetro sirve para medir las temperaturas más altas que se presentan en un lugar
determinado.
El termómetro de máxima (Figura 8 y 9) es un termómetro común de mercurio en tubo de vidrio con
un estrangulamiento (estrechamiento) cerca del bulbo, de tal forma que cuando la temperatura baja,
la columna no tiene suficiente fuerza para pasar el estrangulamiento y su extremo libre queda en la
posición mas avanzada que haya ocupado durante el período, o sea marcando el valor de la
temperatura más alta que se ha presentado.
En la caseta el termómetro de máxima se coloca casi horizontalmente, con el bulbo o depósito
ligeramente hacia abajo, con el fin de impedir que la columna de mercurio se deslice hacia el fondo
capilar. (Sabogal, N., 1985) (López, L 1988).
Figura 7, Lectura del termómetro de bulbo seco. Fuente: Sabogal, N.,
1985.
Figura 8. Termómetro de máxima.
Fuente: Sabogal. N.. 1985.
Figura 9. Lectura del termómetro de máxima. Fuente:
Sabogal, N., 1985.
Figura 10. Termómetro de
mínima.
Fuente: Sabogal. N., 1985.
Figura 11. Lectura del termómetro de mínima.
Fuente: Sabogal, N., 1985,
3.6.1.3 Termómetro de mínima
El termómetro de mínima es un termómetro cuyo elemento sensible es alcohol y lleva en el interior de
su tubo capilar un índice de vidrio o esmalte, de color oscuro, de unos dos centímetros de longitud
siempre sumergido en alcohol. Las figuras 10 y 11, muestran cómo está dispuesto este índice en el
líquido del termómetro de mínima y como se lee.
El termómetro se coloca en la garita sobre un soporte que lo mantiene ligeramente inclinado, con el
depósito hacia abajo. Sí la temperatura baja, el alcohol se contrae y el índice es arrastrado hacía el
depósito del instrumento. Cuando la temperatura sube, la columna de alcohol se alarga, pero el índice
permanece donde estaba, indicando cual ha sido la temperatura más baja que se ha presentado.
(Sabogal, N., 1985) (López, L. 1988).
3.6.1.4 Termógrafo
Para obtener un registro continuo de la temperatura del aire, se utiliza generalmente el termógrafo, el
cual se instala dentro de una caseta similar a la caseta termométrica
El elemento sensible consta de dos tiras metálicas soldadas una encima de la otra y en general
arrolladas en forma de semiluna o en espiral. Figura 12.
Dispone de un brazo que está fijo al sistema de amplificación de tal forma que la pluma roza lo menos
posible sobre el diagrama, tocando la banda que rodea el tambor y dejando sobre el papel un trazo
fino y regular. (Sabogal, N., 1985) (López, L 1988)
Aunque el agua está presente en cantidades más o menos grandes en cualquier parte de la atmósfera,
generalmente sucede que es invisible por encontrarse en estado de vapor.
Este vapor de agua contenido en la atmósfera proviene de la superficie terrestre por la evaporación de
agua y la transpiración de las plantas y vuelve finalmente a la berra en forma de rocío, llovizna, lluvia,
nieve o granizo.
Cantidades relativamente pequeñas de vapor pueden dar lugar a importantes cambios de tiempo. Por
lo tanto, para poder predecir el futuro estado de la atmósfera es preciso estudiar las variaciones de
humedad o de contenido de vapor en la misma. (Sabogal, N., 1985) (López, L. 1988).
3.7.1 Humedad relativa
La humedad relativa es una medida que permite saber qué tan húmedo o seco se encuentra el aire.
Se expresa en unidades enteras correspondiendo el 0 (cero) a la sequedad absoluta y el 100% a la
saturación.
Los instrumentos utilizados para determinar la humedad o el contenido de vapor de agua de la
atmósfera son el sicrómetro y el higrógrafo. (Sabogal, N., 1985) (López, L 1988).
Figura 12: Termógrafo
Fuente: Sabogal, N., 1985,
3.7.1.1 El sicrómetro
Este instrumento se compone esencialmente de dos termómetros iguales montados en un soporte
metálico; uno de ellos (el termómetro seco) es un termómetro ordinario que indica la temperatura del
aire en el momento de la observación. El otro, que recibe el nombre de termómetro húmedo, es un
termómetro similar al seco pero cuyo depósito está cubierto por una delgada tela de algodón, llamada
comúnmente muselina, la cual permanece humedecida.
El principio de funcionamiento del sicrómetro se basa en el hecho de que la evaporación del agua de la
muselina causa un descenso de temperatura. La diferencia entre la temperatura del termómetro seco
y ta del húmedo se conoce con el nombre de diferencia sicrométrica, depende de la humedad relativa
del aire y de la velocidad de éste alrededor de la muselina.
Las observaciones se efectúan a las 07, 13 y 19 horas. Una vez se haya comprobado que el bulbo del
termómetro húmedo recibe suficiente cantidad de agua, se debe proceder a leer los dos termómetros,
lo más simultáneamente posible. (Sabogal, N., 1985) (López, L. 1988).
3.7.1.2 Sicrómetro con ventilación artificial (tipo august)
Al bulbo húmedo del sicrómetro simple se le acopla una caja con ventilador, al cual se te da cuerda y
hace pasar aire por ta muselina a una velocidad constante para que la evaporación sea efectiva.
Figura 13.
Lectura del sicrómetro con ventilación artificial:
El procedimiento que se debe seguir para la lectura de los sicrómetros con ventilación artificial es el
siguiente:
a.
b.
c.
d.
e.
f.
Mojar el depósito del termómetro húmedo.
Dar siete (7) medias vueltas a la cuerda del aspirador.
Cerrar la caseta termométrica y esperar durante dos o tres minutos a que la lectura del
termómetro húmedo permanezca invariable.
Leer el termómetro seco.
Leer el termómetro húmedo.
Verificar la lectura del termómetro seco
Figura 13 : Sicrómetro
Fuente: Sabogal, N., 1985,
Es necesario tener gran cuidado para evitar que las lecturas se falseen por la presencia del observador
(Sabogal, N. 1985)
3.7.1.3 El Higrógrafo
El higrógrafo es un instrumento que proporciona un registro continuo de la humedad rotativa. Tiene
como elemento sensible un haz de cabellos cuyas variaciones de longitud debidas al cambio de
humedad son amplificadas por un sistema de palancas y registradas por medio de una pluma sobre
una faja de papel colocada en un tambor que gira con movimiento uniforme, mediante un mecanismo
de relojería.
El higrógrafo se instala en el interior de una caseta. Su rendimiento depende principalmente de) buen
cuidado de los cabellos. (Sabogal, N. '985)
Las precipitaciones llegan al suelo en forma de lluvia, llovizna, nieve, granizo, etc. La medida de las
precipitaciones permite determinar la distribución de las mismas en el tiempo y en el espacio.
El objetivo fundamental de todo método de medida de las lluvias es obtener una muestra que sea
verdaderamente representativa de la precipitación caída en la región a que se refiere la medición.
El pluviómetro y el pluviógrafo son los instrumentos utilizados para medir y registrar,
respectivamente, las cantidades de precipitación. (Sabogal, N. 1985)
3.8.1 Unidad de medida
La cantidad de precipitación se mide en MILIMETROS. Decir que llovió un milímetro, significa que cayó
un litro de agua en cada metro cuadrado de terreno.
3.8.2 El pluviómetro
Es el instrumento más sencillo y más comúnmente empleada para medir la cantidad de lluvia. Consta
de varios elementos los cuales se muestran en la Figura 14. Es un recipiente metálico de forma
cilíndrica; en su parte superior tiene una boca circular que recibe el agua lluvia la cual pasa por medio
de un embudo a otro recipiente, también cilíndrico, denominado colector en el cual
se almacena el agua para su posterior medición.
Figura 14. El pluviómetro.
Fuente: Sabogal, N., I985
Existen dos métodos para medir la lluvia recogida en el pluviómetro:
a.
b.
Con una probeta
Con una reglilla
El primero es más conveniente para los pluviómetros de lectura diaria, mientras que para los de
lectura semanal o mensual es preferible el segundo.
La probeta, es un cilindro de vidrio o plástico transparente sobre el cual esta indicado el tamaño del
pluviómetro con que debe ser empleada. Las graduaciones, finalmente grabadas, están separadas
cada 0.2 milímetros de lluvia, Figura 15
Figura 15. Lectura de probeta
Fuente: Sabogal, N., I985
La reglilla, es de madera y sus graduaciones corresponden a milímetros y décimos de precipitación.
Las observaciones de precipitación se realizan diariamente a la 7 de la mañana. La cantidad de lluvia
calda en un día (total diario) se cuenta desde las 7 de (a mañana de ese día hasta las 7 de la mañana
del día siguiente (07-07).
3.8.3 El pluviógrafo
Los pluviógrafos son pluviómetros que permiten obtener un registro continuo de las caídas de lluvia.
Se utilizan para los siguientes fines:
1.
2.
Determinar las horas de comienzo y terminación de la lluvia.
Determinar la intensidad de la lluvia en todo momento.
Aunque existen diferentes clases de pluviógrafos el que se usa en Colombia es el flotador.
En este tipo de instrumento la lluvia recogida va a parar a un recipiente que contiene un flotador
liviano; el movimiento vertical del flotador, como consecuencia de la elevación del nivel del agua, se
transmite por medio de un mecanismo apropiado a la pluma que traza el diagrama.
El instrumento dispone de un medio automático para desocupar rápidamente el recipiente cada vez
que esté lleno y para que la pluma vuelva a la parte baja del diagrama. (Sabogal, N. 1965)
3.9 MEDICIÓN DE LA EVAPORACIÓN
La evaporación es el proceso por medio del cual el agua cambia del estado liquido al de vapor. La
evaporación se produce a partir de las superficies de agua que existen en la tierra. Su medición es
indispensable para poder determinar la cantidad de agua disponible para ser utilizada por el hombre
en las ciudades y pueblos y para ¡a vida animal y vegetal en el campo.
La evaporación de una superficie puede expresarse como la cantidad do agua que vuelve a la
atmósfera en forma de vapor en la unidad :de tiempo. La unidad de altura es el milímetro y la de
tiempo es el día, por lo tanto, la evaporación tiene como unidad el milímetro por día (mm/día).
En Colombia se mide ta evaporación observando el descenso del nivel de una superficie de agua en un
tanque instalado al aire libre. La Figura 16 muestra el equipo usado para efectuar tas mediciones, el
cual consta de:




Tanque de evaporación
Tornillo micrométrico con gancho
Cilindro tranquilizador
Conjunto de termómetros para la observación de las temperatura extremas del agua.
Figura 16. Tornillo micrométrico para medir la evaporación.
Fuente: Sabogal, N.. 1985.
Es un recipiente circular de 25.5 cm de profundidad y 1.21 metros de diámetro, hecho en lámina de
hierro galvanizado o de fibra de vidrio. Se instala sobre una plataforma de madera construida de tal
manera que permita la circulación del aire por debajo del tanque. En el interior del tanque se pintan
dos líneas amarillas, una a 5 cm y la otra a 7.5 cm debajo del borde. Esto sirve para mantener
correcto el nivel del agua. (Eslava, J. 1992); (Sabogal, H, 1995)
De la radiación que emite el Sol al suelo, una parte de ella es absorbida y otra, reflejada. La primera
tiene, como efecto principal, elevar la temperatura del suelo, (onda corta) la cual, posteriormente es
devuelta parcialmente a la atmósfera, en forma de radiación térmica en oscuras (onda larga), que es
reiradiada por los gases de efecto de invernadero como el vapor de agua y e! bióxido de carbono que
elevan la temperatura del aire.
Por consiguiente la temperatura es el efecto sensible del calor Por lo tanto, se debe distinguir entre
calor y temperatura, pues el primero es la energía que envía el Sol, cuya unidad de medida entre
otras es la caloría . gramo; y la segunda es la absorción o aprovechamiento de esta energía, y su
unidad de medida es el grado termométrico.
Es importante recordar que el calor proveniente del Sol no se distribuye uniformemente sobre la
Tierra, porque la inclinación de los rayos solares varia con la posición geográfica del lugar, la época del
año y la hora del día.
4.1 RITMO Y AMPLITUD
Los promedios de temperatura, (uno de los parámetros utilizados) diarios, mensuales, anual, permiten
situar a un clima, definir su puesto- en una clasificación, pero no permiten caracterizar el clima. Estos
promedios no son mas, en efecto, que abstracciones que no expresan el régimen térmico en su
realidad. Por ejemplo, el promedio anual de Bogotá, se sitúa alrededor de los 14° C; Diyarbakir, en
Turkía tiene un promedio anual de 16° C, pero e! promedio de julio vale 30.8° y durante el mes de
enero la temperatura promedio es de -0.6° C.
Para expresar de un modo mas fiel las condiciones reales del clima térmico al cual las plantas están
expuestas se debe hablar de ritmo y amplitud.
El ritmo cotidiano se caracteriza por el calentamiento diurno y un enfriamiento nocturno. La amplitud
de este ritmo es la diferencia entre el máximo (hacia la una de la tarde), y el mínimo (un poco antes
de la salida del Sol). La amplitud, diaria aumenta de los climas húmedos y oceánicos hacia los climas
secos y continentales, llegando a su máximo en las estepas y desiertos. Et ritmo anual se caracteriza
por la variación de las medías mensuales. La amplitud anual es la diferencia entre la temperatura
media del mes más caliente y del mes más frío. Esta amplitud aumenta con la continental ¡dad del
clima y disminuye con la cercanía del océano. (Simón, A., 1967) Tabla 5.
Tabla 5. Influencia del agua en ¡a amplitud de la temperatura.
LUGAR
Valencia (Wanda) 52 30'N
IrKoust (Siberia)52 10'N
Iakoust (Siberia) 62 10'N
M = Máxima promedio
M (Julio)
14.3C
18.3
24.0
m (Enero)
7.1 C
-21.2
-42.0
M-m
7.2 C
29.5
66.0
m = Mínima
M-m = Amplitud anual
Se observa como dos localidades localizadas en una misma latitud, Valencia en Irlanda y Irkoust en
Rusia presentan una diferente amplitud de la temperatura media del aire, debido a la cercanía del mar
de la localidad de Valencia (el reino unido es una isla).
4.2 FACTORES QUE LA MODIFICAN
4.2.1 Cercanía del océano (calor específico del agua)
tal como se vio en el párrafo anterior, los climas oceánicos templados se caracterizan por sus
amplitudes térmicas muy reducidas, por un calentamiento y un enfriamiento lento; existen cuatro
estaciones de igual duración. Los climas continentales al contrario, están sujetos a variaciones
estacionarias y diarias mucho más rápidas, lo que reduce en la práctica estaciones a dos: verano e
invierno.
4.2.2 Latitud
Esta influye en la amplitud diurna de la temperatura, la cual va aumentando de los polos hacia el
ecuador, conde la cantidad de calo percibida del Sol es mas o menos constante y la duración de los
días y las noches son iguales. Por consiguiente, la amplitud es constante: no depende de las
estaciones (a nivel anual).
Por cada tres (3) grados de desplazamiento latitudinal con respecto al ecuador geográfico cabe
esperar la disminución de un grado centígrado en la temperatura promedia. Así se explica, por
ejemplo, parcialmente que en las sierras del Caribe colombiano la zona cafetera tienda a insinuarse
hacia los 300 metros de altitud, hecho que corresponde hacia los 1200 metros en el interior andino
colombiano (Mejía, M., 1989).
4.2.3 Altitud
Con respecto a la altitud, la temperatura tiene variaciones debido a que el aire es diatérmano, para las
radiaciones solares y su calor se debe exclusivamente al calor opaco que irradia la tierra y que
posteriormente es reiradiado por los gases de efecto de invernadero presentes en la atmósfera en
mayor concentración en las capas bajas de la troposfera. Por consiguiente, las capas inferiores de la
atmósfera que se encuentran más en contacto con el suelo son las que acumulan mayor calor, pero,
en cambio, las que están elevadas acumulan menor calor.
Los cambios de calentamiento y enfriamiento del aire con la altura son debidos a la compresión o
expansión de la masa de aire que ascienda ocasionado por el- aumento o merma de la presión
atmosférica. A estos procesos o cambios se les llama cambios adiabáticos.
A nivel general la temperatura promedio del aire decrece a razón de 0.6° C por cada 100 de altitud.
4.2.4 Relieve
El relieve del terreno modifica la amplitud de la temperatura diurna.
En el fondo de los valles ésta amplitud es mayor, debido a que el aire que se enfria en las partes
elevadas de las montañas se acumula en ellos,descendiendo durante la noche dando origen a la baja
temperatura. Durante el día, el fenómeno es contrario, pues en el fondo del valle la temperatura
aumenta por causa de la reverberación del calor sobre el flanco de las montañas, lo cual origina un
aumento de temperatura.
En las montañas, la amplitud de la temperatura diaria es menor. En las vertientes de las montañas
esta amplitud es todavía mucho más baja debido a que se presenta un intercambio de masas de aire
frío, el cual, por ser muy denso, desciende a los valles, y reemplaza al aire caliente, proveniente de
estas regiones.
Las variaciones de la temperatura del aire durante el día son producidas por tas variaciones de la
temperatura del suelo, pero, a medida que se asciende en la atmósfera, la influencia del suelo
disminuye y por lo tanto la amplitud decrece.
Como ya se vio, la altitud es el principal modificador de la temperatura del aire el Colombia. Por lo
tanto a continuación se expondrá un caso particular. Tabla 6.
Tabla 6. Temperatura media anual del aire en el flanco occidental de la cordillera oriental
ESTACIÓN MEDIA ALTITUD (m) TEMPERATURA T(°C)
La regadera
3000
10.8
Pasca
2200
152
La Florida
1743
16.7
Anolaima
1726
18.8
Tibacuy
1500
19.1
Pandi
950
23.3
Ubalá
830
22.0
Flandes
286
23 2
Jerusalén
280
27.8
Fuente Eslava J, López v, y Olaya G., 1996
Con los anteriores datos estaremos en capacidad de generar una regresión lineal inversa entre los
datos de altitud y temperatura media del aire.
Resultando el siguiente modelo:
T°C = -0.0063 H +28.97
(4.1)
Significando:
El término - 0.0063 significa que por cada metro que se ascienda, la temperatura del aire descenderá
en 0.0063 °C.
28.97° es la temperatura promedio del aire a una altitud de 0 metros.
Luego, estaremos en capacidad de encontrar para cualquier altitud del flanco occidental de la
cordillera oriental la temperatura promedia del aire.
4.4 ANÁLISIS TEMPORAL
Caso de Palmira. Estación agrometeorológíca del C.l. ICA
Latitud 3°31'N
Longitud 76° 19"W
Altitud 1001 m.s.n.m.
Parámetros en grados centígrados
Tabla 7. Diferentes parámetros de temperatura del aire para la localidad de Palmira (Valle del Cauca).
Muestra de 1930 a 1990.
Parámetros
Media
Máxima
media
Mínima
media
Amplitud
Máxima
absoluta
Mínima
absoluta
Meses
Enero
23.8
30.1
18.3
11.8
35.0
12.0
Febrero
24.0
30.3
18.4
11.9
35.2
12.5
Marzo
24.1
30.3
18.6
11.7
35.6
12.6
Abril
23.8
29.6
18.7
10.9
35.5
13.5
Mayo
23.5
29.1
18.6
10.5
35.0
13.8
Junio
23.4
29.3
18.3
11.0
36.5
13.6
Julio
23.7
30.1
17.8
12.3
34.8
11.0
Agosto
23.9
30.4
18.0
12.4
35.8
12.8
Septiembre 23.8
30.2
18.0
12.2
35.2
13.0
Octubre
23.2
29.1
18.2
10.9
36.2
13.5
Noviembre
23.2
28.8
18.3
10.5
34.5
12.5
Diciembre
23.0
29.4
18.3
11.1
35.6
13.4
promedio
23.5
23.5
18.3
11.4
*36.6
*11.0
* Temperaturas extremas
Amplitud diaria:
En la Tabla 7 y Figura 17, se muestra la amplitud diaria de la temperatura del aire en palmira, la cual
esta en alrededor da 12° C. La máxima promedio tiene sus valores mas altos en los meses de Febrero
y Marzo para el primer semestre y los meses de Julio, Agosto en el segundo semestre (alrededor de
los 30° C). Una posible explicación estriba en el hecho de que tanto al principio, como a mitad de año
los vientos alisios del noreste y sudeste despejan de nubosidad la zona provocando una mayor
insolación y por ende una mayor temperatura. Esta misma hipótesis parece corroborarse con la
temperatura mínima promedio, la cual tiene sus valores más bajos precisamente en aquellos meses
en los cuales la temperatura máxima promedio los tiene (alrededor de los 18° C). En la noche el
escape de calor no se ve retardado por la nubosidad, por lo cual desciende mucho la temperatura.
Cabe resaltar el hecho de que si estuviera la localidad a mayor altura (unos 2500m), cabria esperarse
el fenómeno de la helada para esos meses.
Amplitud anual:
La amplitud anual se fija en 1.1° C, debido a la posición geoastronómica de la localidad (3° 31 'N).
Comparece con los datos de la tabla 5.
4.5 TEMPERATURA Y CUBIERTAS VEGETALES
Las cubiertas vegetales se calientan menos que el suelo desnudo bajo la influencia de la radiación. Las
hojas son por lo general la sede de una transpiración activa que consume el calor en exceso. Por esta
razón, la temperatura casi no subirá y para tiempo cubierto se confundirá con la temperatura
meteorológica.
Sin embarga si la vegetación carece de agua, las hojas pueden calentarse mas y llegar a 5 y 10
grados más que la temperatura del aire. Se puede concluir que al nivel de una cubierta vegetal, e!
gradiente térmico es menos pronunciado que encima de un suelo desnudo y que los, fenómenos de
convección son menos importantes (Simón, A., 1967).
Figura 17. Régimen interanual de la temperatura del aire, para
la localidad de Palmira. 1930-1990.
4.6.1 Suelo desnudo en fase diurna
Durante el día, la superficie de un suelo absorbe una buena parte de la radiación incidente y por
consiguiente se calienta. El calentamiento depende antes que todo del color del suelo, siendo que la
reflexión es tanto mas intensa cuanto más claro sea su color Tabla 8.
Tabla 8. influencia del color del suelo en la temperatura del aire.
Suelo
natural
Tipo de suelo
Cubierto de MgO
(blanco)
Cubierto de negro de humo
(negro.)
Arena gris
44.5°C
43 °C
51.1°C
Limo moreno
44.5°C
42,2°C
49.5°C
Arcilla
amarilla
44.1°C
42.4°C
49.7°C
Turba negra
47.1°C
42.6°C
49.4°C
El calentamiento depende también del grado de humedad del suelo. En los suelos húmedos el
calentamiento queda compensado por la vaporización del agua; en los suelos secos, malos
conductores del calor, la temperatura de la superficie será mucho más alta (Simon, A., 1967).
4.6.2 Suelo desnudo fase nocturna
Durante la noche, el suelo irradia y se enfria. Este enfriamiento es máximo durante las noches serenas
y calmadas, tanto más cuando el suelo es seco El estado terregoso del suelo aumenta la superficie de
radiación y acentúa el enfriamiento (Simon, A., 1967).
4.7 LAS HELADAS
4.7.1 Definición
Es la ocurrencia de una temperatura igual o menor a 0°C. a 2 metros de altura sobre el suelo, o sea al
nivel reglamentario al cual se instalan las casetas de medición meteorológica (Artunduaga Y., 1982);
(Fernandez, J., 1994).
4.7.2 Clases de heladas
4.7.2.1 Advección
Se presenta cuando una región es invadida por una masa de aire cuya temperatura es inferior a 0 °C.
4.7.2.2 Evaporación
Si después de una precipitación desciende la humedad relativa del aire, la película de agua que
reciben los vegetales se evapora rápidamente, el calor de vaporización que e) agua necesita para
pasar del estado liquido al gaseoso lo toma de tas plantas, por lo que ocasionan un descenso notable
en la temperatura de éstas (Artunduaga Y., 1982).
4.7.2.3 Radiación
Es (a que generalmente ocurre en el país. Sucede cuando una masa de aire seco y frío se estanca
sobre una región durante una o más noches; de día puede haber fuerte radiación con temperaturas de
15 °C, mientras que por la noche el cielo despejado y el escaso contenido de vapor de agua en el aire
permiten una rápida pérdida de calor por radiación. La temperatura desciende rápidamente a
principios o a mediados de la noche, pudiendo llegar al punto de congelación o menos, varias horas
antes de la salida del Sol (Artunduaga Y, 1982); (Fernandez, J., 1994).
4.7.3 Tipos de heladas
4.7.3.1 Helada blanca
Ocurre cuando el aire esta húmedo y usualmente se forman cristales de hielo en forma de escamas,
agujas, plumas o en abanico sobre la superficie de las plantas u otros objetos afectados.
4.7.3.2 Helada negra
Ocurre cuando el aire es muy seco y la temperatura de congelamiento del agua es alcanzada antes de
que se haya formado el roció (Artunduaga Y., 1982); (Fernandez, J., 1994)
4.7.4 Factores que favorecen las bajas temperaturas
4.7.4.1 Época del año
Se presenta con mayor frecuencia en tas épocas secas del año, desde segunda quincena de diciembre
hasta fines de febrero, en los meses de julio y agosto.
4.7.4.2 Escasa nubosidad
El aire seco y transparente facilita la radiación de calor del suelo hacia el espacio y facilita la helada.
4.7.4.3 Ausencia de viento
Un viento moderado puede mezclar las capas de aire de difieren temperatura,
4.7.4.4 Suelo seco
Las tierras sueltas, poseen baja capacidad calorífica, facilitando la helada (Artunduaga Y., 1982);
(Fernandez, J., 1994).
4.7.5 Factores que influyen en el daño por heladas en las plantas
4.7.5.1 Temperatura y tiempo de exposición
El daño aumenta con el tiempo de exposición.
4.7.5.2 Velocidad de congelación y descongelación de tejidos
El congelamiento y la descongelación lentas causan menos daños a tejidos que un cambio
relativamente rápido de la temperatura.
4.7.5.3 Agua de reserva de la planta
Los plantas son mas tolerantes a las heladas bajo condiciones secas que bajo condiciones húmedas.
4.7.5.4 Nutrición mineral
Altas dosis de N y P predisponen a un mayor daño por congelamiento. Altas dosis de Potasio hacen a
la planta más tolerante al efecto de las bajas temperaturas.
4.7.5.5 Edad de la planta
En plantas maduras la resistencia al frío es mayor debido a una mayor presión osmótica, menos agua
y más rigidez de las células. (Artunduaga Y.,1982).
4.7.6 Previsión de heladas
4.7.6.1 Uso del sicrómetro
Se hace una lectura a las 5:45 p.nv, si al consultar la tabla psicrométrica el punto de roció es 0° C
habrá un 100% de probabilidad de que se presente una helada. (Artunduaga Y., 1982).
4.7.6.2 Uso del nomograma
El nomograma muestra la probabilidad de ocurrencia de! fenómeno con base en el punto de
intersección de la temperatura del aire a las 9 de la noche (eje y), y la diferencia entre las
temperaturas de las 2 de la tarde y las 9 de la noche (eje x). (HIMAT, boletín aperiódico). Figura 18.
4.7.7 Métodos de protección
4.7.7.1 Indirectos


Elección de la zona de cultivo: En tas hondonadas hay mas susceptibilidad de heladas que en
las laderas.
Elección de la época de cultivo: Con un estudio temporal de las temperaturas mínimas
promedios y mínima absolutas, unido al conocimiento de la duración del ciclo de cultivo, es posible
adelantar o atrasar la fecha de siembra.
DIFERENCIA ENTRE LAS TEMPERATURAS DE LAS 2 DE LA
TARDE Y LAS 9 DE LA NOCHE ( °C)
Ejemplo:
(1) Temperatura del aire medida a las 2 p m = 22°C
(2) Temperatura de) aire medida a las 9 pm = 3.5°C (eje
vertical)
(3) Diferencia de temperaturas (1) - (2) = 18.5°0 (eje
horizontal) Pronóstico. Seguridad total de que helara
(Intersección (2) y (3)).
Figura 18. Nomograma para el pronóstico de la helada. Fuente: HIMAT
(Boletín aperiódico).



Elección de cultivos resistentes: El ICA y la Universidad Nacional sede Bogotá, han
desarrollado cultivos altamente resistentes.
Prácticas agrícolas: El suelo debe de estar húmedo, limpio de hierbas, liso y compacto.
Empleo de reguladores de ciclo de cultivo: Principalmente se basan en el retraso de la salida
de las flores u otras partes sensibles de la planta, hasta que haya pasado o disminuido la helada
(hidrácido maleico, ácido giberelico, petróleo). (Artunduaga Y,1982); (Fernandez, J., 994)
4.7.7.2 Directos






Cubiertas: Que sean opacas a ta radiación de onda larga.
Nieblas artificiales: Retrasan la salida de la radiación de onda larga.
Ventiladores: Permiten la mezcla de aire.
Aspersión: Preferible la helada blanca a la negra.
Inundación: Calor específico del agua.
Quemadores: Calientan el aire. (Artunduaga Y,1982); (Fernandez,J,,1994)
Para comprender la variable viento, es necesario partir del conocimiento de la presión atmosférica, ya
que una de las premisas en meteorología (regla de Buys-Ballot) dice que "el aire se desplaza de las
zonas de alta presión a las de baja presión". .
Queda al descubierto una reacción CAUSA-EFECTO entre el balance de energía y las diferencias de
temperatura que existen en la superficie del planeta que a su vez explican en buena parte los cambios
sufridos en la presión atmosférica.
En el siguiente capítulo se menciona además las otras fuerzas que intervienen en la configuración del
viento real, así como la representación en un mapa de las isobaras que sirven de base para la
interpretación del estado de! tiempo, la dirección y velocidad del viento. De igual manera queda
plasmado que el conocimiento del régimen de vientos, permiten establecer las bases pan comprender
los mecanismos de producción de lluvias en el país, tanto a nivel temporal como espacial.
Finalmente por medio de ejemplos se establecerán algunos procedimientos llevados a cabo para
analizar la información de vientos suministrada por entidades encargadas de este propósito (1DEAM,
C.V.C., etc.)
5.1 LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA
La presión atmosférica en un lugar es el peso por unidad de superficie, de la columna de aire situada
encima. La presión atmosférica, no puede ser estimada, sólo medida, mediante los instrumentos
adecuados, el barómetro y el barógrafo, Estos se basan en el experimento de Evangelista Torricelli,
tísico italiano que fue el primero en demostrar la existencia de la presión ejercida por la atmósfera.
Un milímetro de mercurio (mmHg) es el peso de una columna de un centímetro cuadrado de sección y
de un milímetro de altura, de mercurio puro (Hg) en un estado físico y químico normal (pues hay
muchos isótopos), a la temperatura de cero grados Celcius (°C), medido con una escala métrica
normalizada a cero grados Celcius y bajo la acción de la gravedad normal. En esas condiciones, la
presión ejercida por un mmHg será igual a:
P*F/S (δ.V).g/S = δ.h.g
(5.1)
P = presión; F= fuerza =m.g; m = masa = δ.V;
δ= densidad ; V = volumen - s.h ; s = superficie ; h ■ altura
g = gravedad normal = 980,665 cm/s
δHg = 13,5951 g/cm.
Por lo tanto:
1 mmHg = 13,5951 (g/cm )x0,1 (cm)x980,G65 (cm/s )
1mmHg = 1333,224 (gxcm/cm xs )
1 pulgada de mercurio (inHg) = 25,4 mmHg
(5 2)
(5.3)
(5.4)
Por otra parte:
1 dina = 1 gxcm/s ; y 1 Pascal (Pa) = 10 dinas/cm
(5.5)
1mit¡bar(mb)= 1000 dinas/cm = 10 Pascal (Pa) = 1 Hectopascal
(5.6)
(hPa)
Entonces:
1 mmHg- 1333,224 dinas/cm =1,333224 mb = 1,333224 hPa
760 mmHg = 1 atmosfera normal (atm) = 1013,25 mb = 1013,25
hPa
1 hPa = 1 mb = 0,750062 mmHg.
(5.7)
(5,8)
(5.9)
La presión atmosférica varia de un lugar a otro y de un momento a piro. En primer lugar, varia con la
altitud, a razón, en las capas atmosféricas más bajas, de un (1)mm Hg cada 10 metros (ó un (1) mb ó
hpa cada ocho (8) metros) (Jansa. A . 1985).
5.1.1 Análisis espacial
De acuerdo con Eslava 1995, en general en la llamada Zona intertropical y más específicamente en la
Ecuatorial, la pequeñez de los gradientes horizontales de temperatura y sus también pequeñas
variaciones;temporales, son los de las características condicionantes del régimen atmosférico. Esos
pequeños gradientes y variaciones originan débiles diferencias de presión entre las masas de aire que
cubren las diferentes regiones y, también, muy bajas oscilaciones entre los meses con más altas y
bajas presiones en el territorio colombiano.
Se comprueba que los gradientes verticales no son constantes altitud altitudinalmente sino que son
menores a medida que se aumenta en altitud. A manera de ejemplo se expone en la Tabla 9 los
modelos matemáticos que determinan las relaciones entre la presión atmosférica media en superficie
de la región andina de las cuencas de los ríos Cauca, Guáitara y Patía; Nudo de los Pastos y Macizo
colombiano. Así mismo en la Tabla 10 y Figura 19, se exponen los modelos que determinan las
relaciones entre el gradiente vertical de la presión atmosférica media en superficie y la altitud, válidos
para la misma zona.
Figura 19. Representación esquemática del modelo (Tabla 10)
que relaciona el gradiente vertical de la presión atmosférica
media en superficie (Y, en hPa/100m), a nivel anual, con la
altitud (x, en m). Fuente; Eslava. 1995.
Tabla 9. Modelos que determinan las relaciones entre la presión atmosférica media en superficie y la
altitud. Región Andina de las cuencas de los ríos Cauca, Guátira y Patía. Nudo efe los Pastos y Macizo
Colombiano.
Ecuación de regresión
Periodo
Coeficiente de determinación
Y=LnP(hPa), X = altitud(m)
ENERO
FEBRERO
MARZO
ABRIL
MAYO
JUNIO
JULIO
AGOSTO
SEPTIEMBRE
OCTUBRE
NOVIEMBRE
DICIEMBRE
AÑO
Y=6.917838107-0.000116291X
Y=6.917415370 -0.000116036X
Y = 6.917688537 - 0.000 116086X
Y= 6.918264656 -0.00O116134X
Y=6.918766917 -0.000116291X
Y=6.910801039 -0,000116151X
Y=6.918533916 - 0.000115248X
Y=6.918533002. -0.000116286X
Y= 6.918607421 -0.000116410X
Y=6.918965802 -0.000115519X
Y= 6.919015442 -0.000116675X
Y=6.916426664 -0.000116561X
Y=6.518409061 -0.000116311x
0.999983016
0.999990427
0.999987043
0.999986135
0.999984624
0.999907447
0.999995884
0.999992395
0.999982483
0.999907002
0.999985327
0.999987746
0.999993571
Tabla 10. Modelos que determinan el gradiente vertical de la presión atmosférica media en superficie y
la altitud Región Andina de las cuencas de los ríos Cauca, Guátira y Patía. Nudo de los Pastos y Macizo
Colombiano.
Y= Gradiente en hPa/100 m
Periodo
Coeficiente de determinación
X= Altitud (m)
ENERO
y = 11.742788 - 0.001332X + 5.94x10-8X2
FEBRERO
MARZO
ABRIL
MAYO
JUNIO
JULIO
AGOSTO
0.995621
Y = 11.676917 - 0.0O1305X +5.684x10 X 0.999570
Y = 11.676917 - 0.001305X +5.684 x10-8X2 0.999578
Y= 11.727972 - 0-001310X +5.594 x10-8X2 0.999622
Y= 11.735156 - 0.001795X +5.305 x10-8X2 0.999746
Y= 11.742788 - 0.001332X +5.944x10-8X2 0 999621
Y = 11.742788 - 0.001332X +5.944x10-8X2 0 999621
Y= 11.739973 - 0.001317X + 5.654x10-8X2 0.999600
-8
2
SEPTIEMBRE Y = 11 717251 - 0.001290X +5.245x10-8X2
0.999661
OCTUBRE
Y= 11.714535 - 0.001275X +4.955x10-8X2
0 999555
NOVIEMBRE Y = 11.775027 - 0.001316X + 5.504x10 X 0.559751
-8
2
DICIEMBRE
Y= 11.789648 - 0.001336X+ 5.854 x10-8X2 Q99S647
AÑO
Y = 11.727972 - 0.001310X +5.594 x10-8X2 0 999622
Se establece la existencia de una disimetría bórica entre las regiones intramontañosas y las vertientes
exteriores del pacifico, Orinoquia, amazonía y región caribe y, a su vez, una diferencia entre !as varias
zonas de ta región andina También se determina que en solo los primeros seis (6) kilómetros sobre el
nivel del mar se encuentra la mitad de fa masa de la atmósfera y que, en las cercanías del nivel del
mar la variación de presión atmosférica con la altitud es casi la mitad de la que se presenta alrededor
de los 6000m. (Eslava, 1995).
5.1.2 Análisis temporal
El mismo autor (Eslava, 1995) establece algunas ideas y propuestas sobre |a existencia o no, de una
concordancia entre el régimen de variación de la presión a través de! año, el doble pasaje de la zona
de convergencia intertropical y la presencia de periodos secos o lluviosos. La concordancia, en
general, entre bajas presiones medias mensuales en superficie y la época de lluvia o, las altas
presiones medias mensuales en superficie y las épocas secas, sólo se aprecia claramente en las
regiones del caribe y el pacífico, en las demás zonas esa relación es inversa o no se establece.
Comprueba que el régimen normal de variación diurna de la presión atmosférica media se caracteriza
por la existencia de un doble máximo y un doble mínimo horario, que se presentan alternadamente
con una diferencia aproximada de seis horas y una amplitud de 2.5 a 3.4 hpa. Figuras 20,21 y 22.
Figura 20. Presión atmosférica media mensual en
superficie (hPa) a l000m de altitud; X = media anual;
a = desviación típica de la serie de datos mensuales; σ
x = error típico. Fuente: Eslava, 1995.
Figura 21. Variación horaria de la presión atmosférica
media (hPa), en Bogotá. (Junio). Fuente: Eslava, 1995
Figura 22. Variación horaria de la presión atmosférica
media (hPa), en Bogotá. (Septiembre). Fuente: Eslava,
1995
5.1.3 Fuerzas que actúan sobre el aire en movimiento
El viento es el resultado, enormemente complejo, de una serié de fuerzas, actuando simultáneamente
sobre el aire.
1.
2.
Fuerza de presión : En el sentido del gradiente de presión se ejerce una fuerza sobre cada
particula de aire y se podría esperar que se viera el desplazamiento de las partículas desde las
altas presiones hacia .las bajas presiones.
Fuerza de coriolis: Un observador de pie sobre la superficie de la tierra gira en realidad con
ella, por efecto de la rotación de la misma el aire en movimiento parece sufrir una desviación,
conocida como efecto de
Coriolis. Esta desviación es proporcional a la velocidad del viento, con dirección perpendicular
a la del viento y sentido hacia la derecha de éste en el hemisferio norte, caso contrario en el
hemisferio sur. En la. Figura 23, se observa cómo la acción conjunta de las dos fuerzas acaba
por conducir a un equilibrio, llamado equilibrio geostrófico, en el cual el viento sigue la
dirección de las ¡isobaras, dejando las altas presiones a su derecha, con una velocidad que es
proporcional al gradiente de presión, (Jansa, 1980),
Figura 23. Viento geostrófico.
Fuente: Jansa, 1980.
Cuando las isobaras no son rectilíneas aparece una tercera fuerza, la fuerza centrífuga que en el caso
de los antici,clones suma esfuerzos con la fuerza de presión y en los ciclones lo hace con la fuerza de
coriolis.
La cuarta fuerza en juego es la de rozamiento, formando las olas en los. océanos (formación de los
núcleos de condensación marinos.
5.1.4 Isobaras. Circulación del aire, en un anticiclón y ciclón. Tiempo asociado.
Lo primero que contiene un mapa de tiempo es la distribución espacial de la presión. Para ello se
utilizan las isobaras, que son líneas que unen puntos en los que hay la misma presión, y que se
rotulan con dicha presión(910.13 mb, etc.). Las isobaras se dibujan de 4 en 4 mb (ó de 5 en 5 mb,.
según los, países). Figura 24. (Jansa, 1980).
En algunas zonas las isobaras¡:as se cierran, Si la presión es mayor dentro que: fuera, tenemos un
anticiclón o alta (A). Si la preSión es menor dentro que: fuera, entonces se trata de una depresión,
borrasca o baja (B), y en los trópicos se denomina cIclón.
El aire tiende a escapar de las altas presiones. pero contorneándolas al mismo tiempo en el sentido de
las agujas del reloj, .y tiende a penetrar hacia las bajas presiones, pero rodeándolas en sentido
contrario al de las agujas del reloj. De modo que el movimiento real de una partícula de aire seguiría,
en ambos casos, un espiral. Figura 25.
Este tipo de movimientos supone una aCumulación de aire en el caso de las depresiones. hacia su
interior, que tiene que ser compensada por un movimiento ascendente, cada vez más fuerte, a
medida que penetramos.
En el caso de los anticiclones, supone la tendencia a la creación de un vacio. que tiene que ir
rellenándose con aire procedente de capas más altas, es decir, por medio de un movimiento
descendente por su interior.
La ascendencia en la atmósfera tiene como consecuencia un enfriamiento, debido a que el aire que
sube realiza una expansi6n a expensas de su propia energía (interna); este enfriamiento si no hay
aportes de calor (por ejemplo. por condensación de vapor de agua) es de 1 grado por cada 100 m de
subida (se llama gradiente adiabático a esta razón).
Figura 24. Ejemplo de análisis en superficie("Mapa del
tiempo". Se dibujan las isobaras (línea continua rotulada con
la presión correspondiente en milibares). Los frentes, línea
adornada con picos- frente frio - semicírculos -frente cálido ó picos o semicirculos-frente ocluido) y configuraciopnes de
presión( A: alta o anticiclón, B: baja o depresión)
Fuente:Jansa. 1980.
Figura 25. Circulación de los vientos y tiempo
asociado a los anticiclones y borrascas. Fuente: Jansa,
1985.
Este enfriamiento lleva asociado un aumento de la humedad relativa, que acaba de conducir a la
saturación y a la condensación (aparición de gotas liquidas ó partículas sólidas: nubes), cabe en este
punto diferenciarlo del. gradiente térmico de la atmósfera que se sitúa en alrededor de 0;6° e por
cada 100 m de ascenso. Como se ve, la ascendencia y la formación de nubes van ligadas.
Por el contrario, la descendencia supone una compresión, con calentamiento (a razón de 1 grado cada
100 m) y desecamiento. Resultará, en principio, que en las depresiones y vaguadas habrá nubes y
lluvias, mientras que en los anticiclones y dorsales no existirán tales fenómenos. (Jansa, 1980);
(Lutgens, F.&Tarbuck, E., 1995).
Tabla 11. Escala Beaufort para la velocidad del viento.
Fuerza
Nombre
Beaufort
0
Calma
Equivalencia de la velocidad a una altura tipo de 10
metros sobres terreno llano y descubierto
Nudos
Metros/s
Km/h
1
0.0-0.2
1
Características
de la
estimación de
la velocidad en
tierra
Calma el humo
se eleva
verticalmente
1
Ventolina 1-3
2
Brisa
muy
débil
3
4
Brisa
débil
4-6
7-10
Brisa
11-16
moderada
0.3-1.5
1.6-3.3
3.4-5.4
5.5-7.9
1-5
La dirección del
viento se revela
por el
movimiento del
humo pero no
por las veletas
6-11
el viento se
percibe en el
rostro, las hojas
se agitan, la
veleta se mueve
12-19
Hojas y ramitas
agitadas
constantemente;
el viento
despliega las
banderolas
20-28
El viento
levanta polvo y
hojitas de
papel; ramitas
agitadas
los arbustos con
hojas se
balancean; se
forman olitas
con cresta en
las aguas
interiores
(estanques)
5
Brisa
fresca
17-21
8.0-10.7
29-38
6
Viento
Fresco
22-27
10.8-13.8
39-49
Las grandes
ramas se agitan;
los hilos
telegráficos
silban el uso de
paraguas se
hace difícil
7
8
9
Viento
fuerte
Viento
duro
28-33
34-40
viento
41-47
muy duro
13.9-17.1
17.2-20.7
20.8-24.4
50-61
los árboles
enteros se
agitan; la
marcha en
contra del
viento es
penosa.
62-74
El viento rompe
las ramas; es
imposible la
marcha contra
el viento
75-88
El viento
ocaciona
ligeros daños en
las viviendas
(arranca
cañerías,
chimeneas,
tejados)
Raro en los
continentes;
árboles
arrancados;
importantes
daños en las
viviendas
10
Temporal 48-55
24.5-28.4
89-102
11
Borrasca
28.5-32.6
103-117
56-63
Observado muy
raramente
acompañado de
exterisos
destrozas
12
Huracán
64 o más
32.7 o más
118 o más
Estragos graves
y extensos
Del viento hay que dar dirección y velocidad o fuerza. La dirección es aquella de donde viene el viento,
Puede expresarse por rumbos (N, NE, S), Para velocidad o fuerza puede utilizarse algunas de las
unidades corrientes de velocidad, nudos, m/s, km./h o bien la escala Beaufort. Tabla 11,
5.2.1 Variación diaria de la velocidad del viento
En la elaboración de un perfil diario de la velocidad del viento se toman los promedios
correspondientes a un período de varios años. durante las horas del la. para una estación o lugar
determinado.
Como ejemplo se tiene en la Tabla 12, la variación diaria de la velocidad del viento en el aeropuerto
Olaya Herrera de Medellin. (Giralda, L. 1989)
Tabla 12. Variación de la velocidad del viento a nivel diario.
Intervalo en horas Promedio 1978-1981
05
0.54
06
0.47
07
0.44
08
0.46
09
1.03
10
1.46
11
1.46
12
2.03
13
3.48
14
3.98
15
3.99
16
3.67
17
3.21
18
2.95
19
2.49
Fuente: Giraldo L., 1989
Luego los mismos datos se grafican de la siguiente manera: En la abcisa se colocan las horas del día y
en la ordenada la velocidad del viento en m/s: éste permite determinar las máximas y mínimas
velocidades y además detectar los posibles ciclos que se presentan. Figura 26.
Figura 26. Perfil de la variación de la velocidad del
viento en superficie a través del día.
Fuente: Giraldo, Luis., 1989.
5.2.2 Rosa de los vientos
La Rosa de los vientos, reúne la probabilidad en porcentaje de velocidad y dirección de los vientos.
Para el ejemplo, en una muestra de observación de viento, las direcciones se distribuyen en ocho
clases correspondientes a los ocho puntos de la brújula.
La fuerza o velocidad se agrupa en clases o rangos en m/s, como se presenta en la Tabla 12, y las
direcciones del viento se agrupan en porcentajes como clases de frecuencia relativas o absolutas.
Los valores de estas dos variables se dibujan en el diagrama de la Rosa de los vientos en la siguiente
forma:
Un circulo dentro del cual se indica la frecuencia (de preferencia la frecuencia relativa) de las calmas
observadas. Un haz de rectas que parten. de ese circulo y que representa las diferentes clases o
rangos de dirección del. viento en m/s.
Una serie de círculos concéntricos con el primero, cada uno marcado con una de las clases de
frecuencia relativa de las observaciones correspondientes a las diversas direcciones. estos círculos
representan los porcentajes de las clases de frecuencia relativa de la dirección del viento. El número
de círculos depende del máximo porcentaje de frecuencia relativa; estos representan intervalos
iguales de porcentaje.
Una escala y leyenda, que indica los símbolos utilizados para los diferentes rangos de velocidad (m/s).
Esta escala equivale a un haz de recta que parten del círculo de las calmas y que representan a escala
y con símbolos, diferentes rangos de velocidad.
En la Figura 27, a modo de ejercicio, se pueden observar los pasos anteriores para la Rosa de vientos,
de la estación ubicada en el aeropuerto José María Córdoba de Antioquía. Los datos de rangos de
velocidad del viento y porcentajes de las ocho direcciones del viento (o frecuencias relativas) aparecen
en la Tabla 13.
Tabla 13. Probabilidad conjunta en % de la velocidad Y dirección de los vientos.
Estación: Aeropuerto José Maria Córdoba
Periodo: Años 1979-1980
Clases o rangos de velocidad del viento m/s
Dirección
A
B
C
D
E
0.3-1.5 1.6-3.3 3.4-5.4 5.5-7.9 8.0-10.7
Total
F.R.
N
4.80
2.84
EN
2.11
3.32
E
2.46
6.23
SE
0.51
1.40
S
0.60
1.15
SO
0.17
0.05
O
0.35
0.24
NO
0.60
0.36
Calmas
Total
10.88
15.60
Fuente: Giraldo, L., 1989
0.70
1.32
4.65
0.81
0.30
0.05
0.00
0.00
0.00
0.00
0.83
0.13
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
7.94
0.96
0.00
Apartado de medición:
Anemoscopio.
Altura de medición: 4.00 metros
7.62
6.86
14.18
2.85
2.05
0.27
0.59
0.96
64.62
100.00%
Horario de Registro: 0.24 Horas
Velocidad media: 8.97m/s
Figura 27. Rosa de los vientos. Estación aeropuerto José
Maria Córdoba. Fuente: Giraldo, Luis, 1980
5.3 EFECTOS OROGRAFICOS
Cuando el viento encuentra un obstáculo orográfico a su paso tiene dos caminos: remontarlo o
rodearlo. De hecho. hace un poco de las dos cosas. Obedeciendo a la ecuación de continuidad, el
viento aumentará su velocidad al pasar de un lugar ancho a uno menos ancho (Ejemplo, una
garganta)
5.4 CELULA CONVECTIVA
En la Figura 28 se indica la circulación ideal del aire entre los 25 a 30 grados de latitud norte y sur
hacia el ecuador geográfico, y el tiempo asociado. A escala mundial existen varias células convectivas,
que explican en términos generales la evolución del tiempo en el planeta.
Figura 28: Célula conectiva
5.5 CIRCULACION PRIMARIA
Los vientos alisios del noreste y sudeste confluyen en la región intertropical formando una zona de
baja presión llamada zona de confluencia intertropical, que al desplazarse sobre el territorio
colombiano provoca las temporadas de lluvia en el país.
También existen otros sistemas meteorológicos muy poco. estudiados en nuestro medio los cuales
contribuyen sin dudas al desarrollo del estado del tiempo en nuestro país, tales como las ondas del
este, la baja del pacifico, la oscilación cuasibienal entre otros.
De vez en cuando la circulación de los vientos alisios se ve trastornada por anomalías en el balance de
energía provocando serios disturbios en la distribución espacial y temporal de las lluvias. Tal es el caso
del Fenómeno ENOS-EL NIÑO.
5.6 CIRCULACÍON LOCAL.
Las diferencias horizontales de temperatura producen alteraciones locales del viento que
genéricamente se llaman brisas. La brisa terrestre llamada circulación valle-montaña, montaña-valle,
se deben a diferencias de temperatura entre las montañas y el aire libre que las rodea, De dela debe
establecerse un brisa soplando junto al suelo desde los valles y llanuras hacia las laderas que están
recibiendo el Sol (solana), remontándolas. De noche. desciende una brisa desde las montañas a los
valles y llanuras. Figura 29 (Jansa A. 1980); (Giraldo,L.,1989); ): (Lutgens, F. valles& Tarbuck,
E.,1995).
Figura 29. Perfil topográfico de la. Costa Pacifica a los llanos
entre 4 y 5 grados Norte. Esquema de circulaciones locales.
Fuente:Giraldo 1989.
Las brisas de costa nacen de las diferencias de temperatura entre el; mar y la tierra. Durante el día la
tierra está más caliente que el mar, lo que implica brisas del mar a tierra a nivel bajo, ascendencia
sobre tierra, contrarias de tierra a mar en altura y descendencia sobre el mar. Durante la noche, por
motivos análogos, la Tierra se enfría por irradiación (onda larga) mas que el mar: resulta más fría, lo
que implica brisa de tierra a mar (a nivel bajo).
En la atmósfera. el aire nunca está completamente seco. Puede estar relativamente seco sobre los
desiertos y grandes. alturas, pero siempre contiene algo de vapor de agua. La constante evaporación
que se difunde en la atmósfera proveniente de los mares y de las aguas superficiales, así como el
vapor de agua que viene del suelo y de la vegetación, es el origen de las nubes y demás formas de
condensación y precipitación que forman et tiempo y los climas de nuestro planeta.
6.1 IMPORTANCIA METEOROLOGICA DEL VALOR DE AGUA




El vapor de agua tiene para las radiaciones infrarrojas un poder absorbente mas elevado que
el del aire, de donde resulta que el aire húmedo se calienta más que el aire seco por la influencia
del Sol.
El vapor de agua, al formarse o al condensarse, provoca variaciones considerables de
temperatura del aire que lo contiene, porque el agua posee gran cantidad de calor latente de
vaporización: 1 kilogramo de vapor de agua, al formarse o condensarse, puede enfriar o calentar en
un grado aproximadamente 2000 metros cúbicos de aire.
La proporción de vapor de agua de la atmósfera influye considerablemente sobre la velocidad
con la cual el agua se evapora en la superficie de la tierra. Mientras más seco esté el aire, para una
misma temperatura, mas de prisa se seca la tierra y más activa es la transpiración de las plantas.
El vapor de agua, por su condensación, provoca los meteoros mas diversos: nubes, nieblas,
lluvia, granizo, escarcha, roció. Además, interviene de modo intenso en la formación y
mantenimiento de los meteoros de naturaleza dinámica como los ciclones (Eslava, J, 1992).
6.2 PRESION DE VAPOR
Cuando el agua se evapora en el aire seco, el vapor así formado ejerce su propia presión (e). La
presión atmosférica aumenta ya que es igual a la suma de las presiones parciales ejercidas por los
gases del aire seco más la del vapor de agua. Solamente una determinada cantidad de agua puede
existir en un volumen dado de aire en estado gaseoso, y esta cantidad varía de acuerdo con la
temperatura. Si dentro de un vacío de volumen dado se inyecta agua, ésta se evaporará al principio
ejerciendo una presión de vapor (e). Si se continúa inyectando más agua, llegará un momento en que
esta ya no se evaporará y la presión de vapor permanecerá en estado liquido. Se dice entonces que el
espacio está saturado y la presión del vapor en el momento en que no aumenta más, o sea, cuando
cesa la evaporación, es la presión del vapor de saturación, (E), la cual varía con la temperatura.
(Eslava, J., 1992); (Lutgens, F. & Tarbuck,E.,1995).
La presión de saturación es sólo función de la temperatura y aumenta con ella. Si en un volumen ya
saturado de vapor de agua a una. determinada temperatura, se introduce una cantidad suplementaria
de vapor.de agua ese vapor se condensaría. Figura 30.
Figura 30. Curva de presión de vapor para atmósfera saturada
(100% HR). Fuente: Montealegre. F. & Torrente, A.. 1997.
Como esta presión es independiente de ta de otros gases, se puede utilizar como un medio para
expresar la humedad atmosférica. Se puede medir en milímetros de mercurio o en milibares (mb).
La medida de la presión de vapor (e) se efectúa con un sicrómetro. Es un aparato compuesto de dos
termómetros, uno de ellos con la cubeta seca (que nos da la temperatura del aire (t), y el otro con la
cubeta envuelta con algodón húmedo (t'). Los dos termómetros son situados en un estuche a través
de la cual pasa una corriente de aire a velocidad constante creada con un ventilador (Simon, A.. 1967)
La velocidad de evaporación del agua al nivel de la cubeta húmeda responde a la ley de Dalton:
V=a(E-e)
(6.1)
Donde:
E : la tensión de vapor saturante a la temperatura t' .
e : la tensión de vapor del aire circulando.
La velocidad de evaporación es también proporcional a la diferencia (t-f), pues la disminución de t es
tanto más pronunciada en tanto que la vaporización es más activa:
V = b(t-t')
(6.2)
Luego la fórmula de Sprung combina estas dos relaciones:
a(E-e) = b(t-t')
e = b/a * E - (td -t')
(6.3)
(6.4)
el factor bIs es el coeficiente sicrométrico, que vale:
0.000665 x B. Siendo B la presión barométrica del sitio. A baja altitud, B se acerca a 760 y el
coeficiente vale prácticamente 0.5.
e=E-1/2(t-t')
(6.5)
Esta relación se puede únicamente aplicar a un sicrómetro ventilado tipo Azmann.
Correcciones se imponen cuando la presión atmosférica es diferente a 760 mm. En la práctica se
utilizan tablas o ábacos entregados con el aparato.
6.3 LA SEQUEDAD DEL AIRE
Podemos expresar la sequedad del aire por su humedad relativa.
H.R.
%=
e
*100
E
(6.6)
o mejor por su déficit de saturación.
D. S. = E-e(mm o mb)
(6.7)
Las dos expresiones no son equivalentes: a una misma humedad relativa H. R. del aire pueden
corresponder D. S. diferentes. Ejemplo, el valor promedio al medio día durante el mes de julio para
Bruselas y Eala (República del Congo). Tabla 14.
Tabla 14. Comparación entre la humedad relativa y el déficit de saturación del aire
Temperatura °C
Tensión de vapor (e)
Tensión de vapor saturante ( E)
Humedad relativa
Déficit de saturación
Bruselas
29
11.5 mm
18.5 mm
62.5%
7.0 mm
Eala
30
21,8 mm
33.5 mm
61.0%
11,7 mm
Luego el aire es menos saturado bajo el ecuador y la solicitación a la transpiración que ejerce sobre
las hojas, es mucho más grande: En otras palabras, el ambiente es fisiológicamente más seco bajo el
ecuador (casi el doble) aunque las H. R. sean casi iguales.
Bajo el nombre de déficit de saturación fisiológico se designa al déficit de saturación entre una
superficie húmeda y el aire ambiente. Si esta superficie tiene la misma temperatura que el aire, el D.
S. F. es el mismo que D. S. del aire: es el caso de las hojas bajo la sombra. Si la temperatura de la
superficie es superior a la del aire, el D. S. F. será superior al D. S. del aire (Simon, A , 1967). Tabla
15.
Ejemplo:
Tabla 15. Comparación entre el déficit de saturaci6n fisiológico. y el del aire.
Bruselas Eala
D.S.F. de una hoja a la temperatura del aire 7mm
11.7mm
D.F.S. para el hombre (t=37.5; E = 45.8
34.3mm 24.0mm
mm)
Conclusión:
El aire es "mas seco" en Eala que en Bruselas para las plantas. pero es más húmedo en Eala que en
Bruselas para el hombre. Esta es la razón por la cual se siente un calor húmedo bajo el ecuador.
Las características de los regímenes pluviométricos están íntimamente relacionados con la circulación,
atmosférica planetaria y con la distribución barométrica de los centros de bajas y altas presiones. En
efecto. en Colombia convergen los sistemas de vientos alisios del NE durante la época de invierno del
hemisferio norte (Diciembre a Marzo), y los del SE durante la época del invierno en el hemisferio sur
(Junio a Agosto); entre los dos se encuentra el sistema de confluencia intertropical (ZCIT) cuyo
desplazamiento en latitudes bajas de Sudamérica a lo largo del arlo marca un tiempo ciclónico nublado
y lluvioso. La estacionalidad de la lluvia (análisis temporal) es preCisamente el efecto más
sobresaliente del traslado territorial de la ZCIT; esta estacionalidad, sin embargo, presenta ciertas
peculiaridades dentro del país, ya sea por la diferente duración de las épocas de lluvia VIo sequía. De
lo anterior resulta, en definitiva. en la mayor la del territorio colombiano, la presencia de dos
regímenes: el monomodal, que comprende una época lluviosa y una seca, y el bimodal con dos
periodos lluviosos alternando con dos secos.
la lluvia es. junto con la temperatura, el elemento climático más utilizado; sin embargo. el estudio y
comprensión de su distribución temporal y espacial es muy complejo, debido a un sinnúmero de
factores, entre los que se encuentran la irregular distribución de los puestos de observación, su escaso
numero en ciertos sectores y la discontinuidad de registros, además de la apreciable extensión del
país. Estas razones inducen a diferenciar entre un bosquejo macro-climático y un micro-climático, este
último característico de la zona andina colombiana, por la presencia de varios pisos altitudinales. Bajo
estas circunstancias puede decirse que el rasgo prominente de la climatología colombiana radica en el
contraste pluviométrico espacial. es decir, en la variación apreciable de las lluvias de una región a otra
7.1 NUBES
7.1.1 Definición.
Una nube es un agregado visible de diminutas partículas de sal, hielo, o de ambos en el aire
ambiental. Este agregado pude incluir partículas grandes de agua o hielo y partículas de humo o
contaminación (Lowry,W..1973):
7.1.2 Formación
Cuando una parcela de aire se eleva, esta pierde temperatura a expensas de la expansión del aire en
su interior (ley de Boyle-Mariotté). Esta expansión del aire no cede ni recibe calor del medio que rodea
a la parcela (proceso adiabático). La parcela pierde temperatura a razón de 1°C por cada 100 m de
ascenso conocido este proceso como tasa. adiabática seca:. Si .sigue el ascenso de la parcela esta se
liberara del calor latente de. evaporación (aproximadamente 600 calorías) presente en el vapor de
agua presentándose fa condensación del vapor de agua en la presencia de numerosas partículas, por
ejemplo de sal. La condensación se realiza aún antes de que el aire se haya saturado. Estas partículas
'llamadas "núcleos de condensación" se encuentran en todas partes, en cantidades y ,tamaños
diversos. Figura 31. Si sigue la parcela trasladándose hacia arriba esta perderla temperatura a razón
de O.5°C por cada 100 m, proceso que se conoce como tasa adiabática húmeda.
El desarrollo vertical de la nubosidad estará condicionada al hecho de que la parcela tenga suficiente
vapor de agua y que el medio que la rodea (aire) tenga una temperatura inferior. A esto se le conoce
como condición de inestabilidad del aire. Figura 32. En caso de que la parcela tenga una temperatura
menor que el aire, que la rodea (inversión térmica) si bien es cierto que se podría formar nubosidad,
.esta no tendría mucho desarrollo vertical, situación que se conoce como estabilidad del aire. Figura
33. Esta estabilidad del aire es la responsable de fenómenos meteorológicos no deseables como el
Smog o bruma fotoquímica.
La precipitación (lluvia. llovizna, granizada. nevada) para que pueda darse necesita además de otras
condiciones, que existan núcleos de condensación. Existen básicamente 2 tipos de núcleos de
condensación: el polvo y la sal. Las partículas de polvo provenientes en su mayor parte del suelo y de
las rocas individuales pueden formar gotitas de agua, mientras que las partículas
La formación de las nubes
Las nubes aparecen cuando el
aire se enfría por debajo de su
punto de rocío y acontece la
condensación. Normalmente
este proceso empieza cuando
una zona caliente de la
superficie terrestre calienta el
aire adyacente por radiación y
crea una gran burbuja de aire
cálido que permanece en el
suelo.
Como esta burbuja de aire
está relativamente caliente en
comparación al aire frío más
denso que se encuentra sobre
ella, la burbuja se eleva de
forma similar a un globo. A
medida que esto sucede, el
aire se expande y se enfría.
Por fin, la burbuja de aire
ascendente se enfría por
debajo del punto de rocio y el
vapor de agua que contiene se
condensa sobre las diminutas
partículas de polvo y sal
presentes para formar gotitas
de agua o cristales de hielo.
Pero en este momento la
burbuja de aire es demasiado
frío y pesado para ascender a
mayor altura y permanece en
el cielo en forma de nube.
Figura 31. Formación de una nube. Fuente: Ralph, Hardy,
1983.
Figura 32. Inestabilidad absoluta del aire.
Fuente: Lutgens, F. The Atmosphere
Figura 33. Estabilidad absoluta del aire.
Fuente: Lutgens. F. The Atmosphere
de sal originan gotas. Sin embargo la unión de muchas partículas de polvo (diámetro menor a 0.02
mm) pueden formar una gota de lluvia. Se concluye que el tamaño de la gota de lluvia es
directamente proporcional al tamaño del núcleo de condensación y que la concentración de gotitas de
lluvia por metro cúbico de aire es inversamente proporcional al tamaño como se muestra en la Figura
34 (WOodcock, F., 1977)
Los núcleos más numerosos son probablemente los de sal cuya presencia es debida a la fricción del
viento sobre el agua. La espuma generada en la ola desprende partículas de sal que son elevadas por
convección turbulenta a niveles superiores en la atmósfera (troposfera) que eventualmente g:generan
nubes (condensación) y lluvia. Si el ciclo hidrológico se da en el océano, se llamará ciclo corto. y si se
da sobre los continentes tomará el nombre de ciclo largo. en donde estará presenta la escorrentía, las
aguas subterráneas, la evapotranspiración, etc.
De alguna forma, aún no comprendida. el mecanismo de explosión de las burbujas separa las cargas
de forma que. la mayoría .de las gotitas proyectadas están cargadas positivamente. De ahí se
desprende que las gotitas cargadas, lanzadas desde los océanos proporcionan la mayor parte de la
electricidad atmosférica.
Las gotitas lanzadas desde una superficie de agua cubierta con materia orgánica salen con una capa
de ésta materia": Puesto que los mares en muchas partes del mundo tienen películas orgánicas
flotando en su superficie. Este hallazgo sugiere que los océanos pueden suministrar una parte de la
alimentación de las plantas.
Existen básicamente dos procesos mediante los cuales las partículas de polvo crecen y se transforman
en gotas de lluvia, granizo o nieve. En la primera, gotas de diversos tamaños se han formado por
condensación en núcleos tales como humo o partículas de sal. El núcleo mayor forma la gota más
grande: dicha gota continúa creciendo por colisión con otras gotitas, hasta ser lo suficientemente
grande para caer al suelo. En el otro procesa, se forma un cristal de nieve cuando una gota se hiela o
cuando existe un núcleo helado. Las gotas. en las proximidades del cristal, tienden a evaporarse
proporcionando el vapor de agua necesario para el crecimiento del cristal. El cristal ha crecido lo
suficiente mediante la unión de otras gotitas para caer en forma de nieve, Esta puede fundirse y
formar una gota de lluvia o llegar al suelo como nieve o granizo. Figura 35,
Figura 34. Tamaño de la gota de agua Vs, Tamaño del núcleo de
condensación. Fuente: Woodcock. H:. 1957.
FIGURA 35. Procesos de
formación de gotas de agua.
Fuente: Ralph, Hardy, 1983.
También pueden actuar como núcleos de condensación las partículas químicas producidas en los
incendios de bosques, chimeneas de fábricas, erupciones volcánicas, escapes de los automóviles, etc.
(lowry, W., 1973); (Eslava,J., 1992) (Lutgens. F & Tarbuck,E.,1995).
7.1.3 Apariencia
La apariencia de la nube es determinada por la naturaleza; tamaño, numero y distribución en el aire
de las partículas que la constituyen, además de depender también de la intensidad y el color de la luz
recibida por la nube y de la posición relativa del observador y la fuente con respecto a la nube, La
apariencia está mejor descrita en términos de la dimensión. estructura, textura. luminosidad, color de
la nube y forma (Hardy. R., et al, 1982)
7.1.4 Tipos
En 1803, Luke Howard. farmacéutico londinense, ideó un esquema para la clasificación de las nubes
donde. al igual que los que ponían a punto los biólogos para clasificar los animales y las plantas,
usaba nombres latinos para identificar cada tipo y describir sus principales características visuales. El
esquema comprendía diez tipos básicos, o géneros, y cada uno de ellos varias especies, pudiéndose
añadir calificativos adicionales para describir las variedades.
A continuación sólo se presentarán los géneros de nubes.
Cirros (Ci). Nubes pequeñas con forma de manchas o bandas blancas, a veces sedosas. Suelen tener
aspecto de filamentos plumosos con los extremos acabados en gancho.
Cirrostrato (Cs). Velo blanco transparente suave y uniforme o fibroso. Normalmente genera halos.
Cirrocúmulo (Cc). Capa fina continua o fragmentaria formada: por pequeños elementos.
Normalmente produce "cielos aborregados"
Altoestrato (As). Capa de nube gris, sin características particulares; puede ser fibrosa o uniforme. El
sol la atravesará débilmente, pero este tipo de nube no produce efectos ópticos.
Altocúmulo (Ac). De forma muy variable, continua o fragmentada, Si predominan las formas
onduladas, como de lente, se le denomina "Lenticular", mientras que si presenta protuberancias
verticales, como las almenas de un castillo, se llama "castellatus" o "castellanos".
Nimbo-estrato (Nb). Nube de lluvia gris-oscura. Densa.
Estrato (St). Se forma en capas grises uniformes, continuas o fragmentadas Suele producir lluvia o
nieve.
Estrato cúmulo (Se). Capa gris o blanca con áreas oscuras. Normalmente en rizos, ondulaciones y
masas redondeadas. Suelen presentar una distribución regular.
Cúmulo (Cu). Nubes densas, blancas y sueltas con forma bien: definida y una evolución
marcadamente vertical.
Cumuloninbo (Cb). Extremo desarrollo vertical de una nube cúmulo. Con aspecto de gran torre; es
oscura en la base y acostumbra a Estar asociada con precipitación y truenos. (Eslava, J., 1992).
lluvia: Precipitación de partículas de agua liquida en forma de gotas de diámetro mayor de 0.5mm, (1
mm de precipitaci9n es la lamina que alcanzaría un litro de agua sobre una superficie de un metro
cuadrado, sin que se evapore o percole) o bien de gotas más pequeñas :pero muy dispersas. En
general, las gotas de lluvia son más grandes que las gotas de llovizna. Sin embargo, las gotas
observadas en el borde de una zona de lluvia pueden ser tan pequeñas como las de llovizna, debido a
su evaporación parcial, entonces, la lluvia se distingue de la llovizna por el hecho de que las gotas de
lluvia son menos numerosas que las de llovizna. En ciertos casos, las nubes pueden contener una
cantidad anormalmente importante de finas partículas de polvo o arena, levantadas del suelo por una
tempestad. Estas partículas pueden caer al suelo arrastradas par las gotas de lluvia (lluvia de barro),
a menudo, después de haber sido transportadas a distancias considerables.
Lluvia engelante: lluvia cuyas gotas se congelan en el momento de su impacto con el suelo, con los
objetos de la superficie del globo, o con los aviones en vuelo.
Llovizna: Precipitación bastante uniforme, constituida exclusivamente por menudas gotas de agua
(diámetro inferior a 0,5 mm), muy próximas unas a otras. Las gotas de llovizna parecen flotar en el
aire, de manera que hacen perceptibles los más pequeños movimientos atmosféricos. La llovizna cae
de una capa continua de stratus, relativamente densa, generalmente paja,- que incluso en algunos
sitios puede tocar el suelo (niebla). Algunas veces. la llovizna puede proporcionar cantidades de agua
bastantes importantes (hasta 1 mm/hora), principalmente a lo largo de las costas y en las. regiones
montañosas.
Llovizna engelante: llovizna cuyas gotas se congelan en el momento de su impacto con el suelo, con
los objetos de la superficie del globo, o con los aviones en vuelo.
Nieve: Precipitación de cristales de hielo en su mayor parte ramificados, algunas veces estrellados.
Los cristales ramificados están en ciertos casos mezclados con cristales no ramificados. Con
temperaturas superiores a -5°C, aproximadamente, los cristales se sueldan generalmente entre si
formando
copos.
Cinarra: Precipitación de muy pequeños granulos de hielo, blancos. y opacos, Estos granulitos son
relativamente aplastados o alargados; su diámetro. generalmente es inferior a 1 mm; Cuando estos
gránulos golpean un suelo duro rebotan. pero no se rompen. Habitualmente caen en pequeñas
cantidades, a menudo, de un stratus o de una niebla, pero nunca en forma de chubasco.
Hielo granulado: Precipitación de gránulos de hielo, transparentes o traslúcidos, de forma esférica o
irregular, raramente cónica y cuyo diámetro es inferior o igual a 5 mm.
Granizo: Precipitación de glóbulos trozos de hielo (pedrisco) cuyo diámetro es del orden de 5 a 50
mm, a veces mayor, y que caen separados los unos de los otros o aglomerados en bloques
irregulares. Los pedriscos están constituidos casi exclusivamente por hielo transparente, o por. una
serie de capas de hielo transparente de un espesor mínimo de 1mm, alternado con capas translúcidas.
Las granizadas se observan habitual mente durante fuertes tormentas.
Prismas de hielo: Calda de cristales de hielo no ramificados, que tienen forma de agujas, de
columnas o placas. a menudo tan tenues que parecen en suspensión en la atmósfera, y que pueden
caer de una nube o cielo despejado.
Niebla: Suspensión en la atmósfera de gotas muy pequeñas de agua, que reducen la visibilidad
horizontal sobre la superficie del globo a menos de 1 km, Está compuesta de diminutas gotitas de
agua líquida. Se forma cuando el aire se enfría por debajo de su punto de rocío. de manera que algo
del \/vapor de agua invisible contenido en él se condensa y forma gotitas de agua. Realmente la
niebla es un tipo de nube y se diferencia de ésta solo en la génesis; la nube se forma cuando el aire se
eleva y se enfría. mientras in niebla lo hace cuando el aire se enfría cerca de la superficie:del suelo. El
fenómeno conocido como niebla de colina (Km. 18 vía a Buenaventura) es. de hecho. una nube baja
formada cuando el aire se enfría al elevarse para sobrepasar las tierras altas.
Neblina: Suspensión en la atmósfera de gotitas microscópicas de agua o de partículas higroscópicas
húmedas que reducen la visibilidad en la superficie del globo.
Rociones: Conjunto de gotitas de agua arrancadas por el viento en la superficie de una vasta
extensión de agua, generalmente en las crestas de las olas, y transportadas a poca distancia en la
atmósfera.
Rocío: Depósito de gotas de agua procedentes de la condensación del vapor de agua contenido en la
atmósfera limpia del ambiente, sobre tos objetos del suelo o cerca del suelo. El rocío se forma cuando
la superficie de los objetos se enfria por debajo del punto rocío del aire ambiente; tal enfriamiento Se
debe habitualmente al escape de fa radiación infrarroja en horas de la noche. El aire caliente y
húmedo entra en contacto con una superficie más fría, cuya temperatura es inferior a la del punto de
rocío del aire; en general; es la consecuencia de un proceso de advección.
Escarcha: Depósito de hielo de aspecto cristalino, apareciendo la mayoría de las veces en forma de
escamas, de. plumas o de abanicos. Se forma de manera análoga al rocío, pero con temperaturas
inferiores a 0°C (Eslava, J., 1992).
7.3 ANALISIS TEMPORAL DE LA PRECIPITACION
Este análisis se hace a la luz del desplazamiento de la zona de confluencia intertropical (ZCIT).
7.3.1 Zona de confluencia intertropical (ZCIT)
La zona de confluencia intertropical es uno de tos principales sistemas sinópticos que caracteriza la
troposfera inferior en los trópicos y determina en general, las épocas lluviosas o de mayor
precipitación.
Esta zona de bajas presiones tiende a seguir el desplazamiento del Sol, con un retraso de dos meses
aproximadamente. Sus posiciones extremas se localizan entre los 3 y 5 grados de latitud sur en
Febrero y entre los 12 Y 15 grados de latitud norte en Agosto. La posición media anual está cerca de
los cinco grados de latitud norte. El hecho de que la posición media de la ZCIT esté al norte del
ecuador, se debe a que los oestes son más fuertes en el hemisferio sur.
Sobre los océanos se caracteriza porque:
a.
b.
c.
d.
Algunas veces en el interior de la ZCIT, son encontradas temperaturas relativamente bajas en
superficie. que :usualmente son el ,resultado de la evaporación de la lluvia calda y la falta de
brillo solar directo. En los lados de la ZCIT, la temperatura es uniforme.
Es un fenómeno de capas bajas con un espesor .promedio de 1 Km. y en algunos caso 3 Km.
Es una línea de 30 a 60 millas náuticas de ancha y ocasionalmente de 300 millas o más.
No siempre está asociada a bandas nubosas, por lo cual es clasificada en dos categorías:
ZCIT débil: Cuando no hay bandas nubosas ,que lo acompañan a excepción de individuales y
pequeñas células convectivas.
ZCIT fuerte: Cuando extensas e intensas bandas nubosas existen a lo largo de dicha zona; estas
bandas se presentan con capas cirros estratos, alto estratos y cúmulonimbos; los borde son bien
definidos con capas de cúmulos de mal tiempo y a los lados de la ZCIT el aire se presenta
potencialmente inestable.
Sobre los continentes:
No se presenta como bandas definidas de nubosidad, al igual que en las zonas oceánicas debido al
rozamiento, a tos factores orográficos y circulaciones locales a las que es sometida (León.aJos G.,
1986).
De acuerdo con la Figura 36, se puede apreciar que existen dos regímenes de lluvia en el país. Uno de
carácter bimodal el cual lo encontramos en la región andina y otro monomodal el cual se observa en la
región orinocense Y 'amazónica. y en sectores de la costa atlantica y pacifica. Se puede deducir que la
interacción de la zona de confluencia intertropical con el relieve andino propicia el régimen bimodal. a
excepción de las Partes más alas. de la cordillera en donde el régimen es monomodal. Nótese como el
régimen de precipitación esta completamente invertido entre la Guajira (A), y Leticia (S).
Figura 36. régimen interanual de la precipitación en Colombia.
Fuente: Schwedtfeger, Werner, 1976
Colombia es un palos donde las lluvias varían en grandes proporciones en distancias cortas. Se puede
pasar de regiones relativamente secaS (1000 a 1500 mm) a superhúmedas (más de 5000mm), en
algunas decenas de kilómetros. Es el caso, por ejemplo de la cuenca del río Dagua.
Estas variaciones se deben a diversos factores, entre los cuales se cuentan la interacción de la zona de
confluencia intertropical y demás sistemas meteorológicos de indole primario y local Y la orientación
de las cuencas. El papel del relieve es primordial. (Oster, R.1979); (Schwedtfeger, W., 1976).
7.4.1 Lluvia vs Altitud
Cada cuenca en particular tendrá su propia relación de lluvia y altitud, pues al contrario de lo que se
vio con los modelos de temperatura vi. altitud, no podemos concluir que existe una relación directa o
inversa. entre lluvia y altitud.
Sin. embargo, podemos decir que en la vertientes interiores existen óptimos pluviométricos que se
sitúan aproximadamente en las siguientes alturas: el primero se insinúa entre los 1300 y 1800 metros
de altura que Coincide con la zona cafetera, el segundo alrededor de los 3000 Y 3200 metros, un poco
más abajo de los paramos, y que ha sido llamado por cuatrecasas. como el bosque nublado, y un
tercero entre los 4500 Y SOCO metros, formando los glaciares de montaña.
Con respecto a las vertientes exteriores de las cordilleras occidental y oriental se puede decir lo
siguiente: En la cordillera occidental el óptimo se localiza alrededor de los 100 metros y un segundo
entre los 1800 Y 2000 metros. (cuenca del río Dagua. Figura 37)
Para la cordillera oriental, las lluvias comienzan a aumentar a medida que nos acercamos a la
cordillera. El óptimo se insinúa alrededor de los 500 a 1000 metros y un segundo alrededor de los
2300 Y 2800 metros.
Figura 37. Variabilidad espacial de la precipitación en la cuenca del
río Dagua
fuente: Mejía, Mario, 1984
7.4.2 Región Andina
De acuerdo con la Figura 38 en el valle de Aburrá, caen entre 200 y 2500 mm y en la parte norte del
departamento de Antioquia se registran entre 3500 y 4000 mm anuales. En la parte media del valle
del río Cauca, desde Cartago hasta Puerto Tejada, la precipitación no supera los 1500 mm con
excepción del área de Cali, Jumbo, Cerrito y Candelaria, donde oscilan alrededor de 1000 mm. Hacia
la parte alta y en las vertientes, la lluvia es un pOco mayor. alcanza valores cercanos a 2000 mm. En
la parte baja oscila entre 4000 mm en las estribaciones de las cordilleras y 1500 en la desembocadura
del río En general se nota que en los valles interandinos donde se concentra la agricultura tecnificada
del país caen en promedio 1000 mm. (Bernal, G et al, 1989).
En la Figura 39 se observa la variabilidad de la precipitación en el Valle geográfico del río Cauca, en
donde se observa como en las vertientes interiores a grandes rasgos la precipitación aumenta con la
altura, mientras que en la vertiente del pacifico, las mayores precipitaciones las encontramos muy
cerca del nivel del mar.
7.5 PAPEL AGRÍCOLA DE LAS LLUVIAS
Un agricultor que posea instalado un pluviómetro puede decir que ya tiene algo de un observatorio
agrícola. Así podrá combinar y discutir los datos de lluvia con la marcha de las faenas del campo y con
el resultado de las cosechas. Con el tiempo tendrá un historial de observaciones (muestra y serie
climatológica) que le ayudará grandemente a sacar resultados climatológicos relacionados con las
condiciones ideales de siembra, riego, recolección, etc.
Las lluvias actúan de dos formas sobre la vegetación: directamente por el choque de las gotas contra
las plantas o indirectamente como origen del agua necesario para su desarrollo.
Las lluvias arrastran en gran parte, el polvo que el viento acumula sobre las hojas, haciendo que éstas
desempeñen mejor sus funciones-. las lluvias muy abundantes son perniciosas en la época de
fecundación. de flores y de maduración de frutos; además, facilitan el desarrollo de. enfermedades
criptogámicas. Un efecto adicional debido al exceso de humedad es la "clorosis", enfermedad que se
caracteriza por la :decoloración de las hojas de las plantas.
Figura 38. Régimen espacial de la precipitación en Colombia.
Fuente: HIMAT. 1989.
Figura 39. Variabilidad espacial de la precipitación en el
Valle del Cauca.
Fuente: González. Diego, 1984.
La lluvia juega frente al vegetal un papel alimenticio muy importante. disolviendo algunos elementos
minerales para que puedan ser absorbidos por las raíces e incorporados al árbol; además proporciona
directamente fertilizante o abono a la planta: un litro de agua lluvia contiene 1.9 miligramos de
Nitrógeno amoniaca y 0.7 miligramos de Nitrógeno Nítrico. En regiones lluviosas la lluvia incorpora al
suelo unos 20 kilogramos de Nitrógeno por Ha/año.
Una precipitación intensa actuando sobre una pendiente puede producir flujo de suelo lo cual
propiciaría la erosión (Garcia, L. & Sanjuan J., 1978).
La transferencia del agua desde la superficie terrestre a la atmósfera se efectúa por tres procesos
diferentes:
a.
b.
c.
por evaporación del agua líquida
por sublimación del hielo
por transpiración de los seres vivos (plantas principalmente)
La evaporación se produce a partir de superficies de agua o de superficies sólidas húmedas, como
ocurre con el suelo. El agua que extraeR del suelo las raíces de los vegetales sube hasta las hojas
donde se transforma, en su mayor parte, en vapor de agua escapándose a la atmÓSfera por 1os
estomas. Por lo tanto el término abarca tanto la transpiración de las plantas como la vaporización del
agua de las superficies liquidas y del suelo. Pero en este caso es más correcto utilizar el término
evapotranspiración.
Es indispensable medir la velocidad de evaporación y de transpiración para poder determinar la
cantidad de agua disponible para ser utilizada por el hombre en las ciudades y aglomeraciones
urbanas y para la vida animal y vegetal en el campo.
8.1 PODER EVAPORANTE DE LA ATMOSFERA
El poder evaporante de la atmósfera aumenta con el déficit de saturación del aire, pero este no es el
único factor que interviene. El poder evaporante del aire es una función compleja. .
PE=K(E-e)
K = (273 + T)/273 x (1/B) √W
(8.1)
(8.2)
Donde:
PE = Poder evaporante de la atmósfera
K = Coeficiente de transmisión del vapor de agua, que
aumenta con la temperatura absoluta, la velocidad del
viento y la depresión barométrica.
La evaporación que se produce en las superficies libres de agua depende tambi6n del medio ambiente
y de las formas de estas superficies. Las impurezas y los vegetales que se encuentran en el agua son
también factores no despreciables. (Simon, A., 1967) (Eslava,J. 1992).
La evaporación del suelo no depende solamente de las: condiciones meteorológicas; también depende
de factores tales como el contenido de agua, las propiedades físicas y la composición química del suelo
y, así mismo, de la profundidad de la capa freática.
Por otra parte, la evapotranspiración no dependerá solamente de los factores meteorológicos y de las
propiedades del suelo, sino tambi6n de las características de las plantas, tales como el número de
poros de las hojas por las cuales se escapan el vapor de agua y los otros gases, la profundidad y la
naturaleza de las realces de los vegetales.
El poder evaporante del aire se puede medir de diferentes maneras, una de ellas es la que se rige por
sus efectos sobre una superficie evaporante tomada como referencia. Se emplea para estos fines
evaporímetros o estanques evaporantes.
En Colombia se ha generalizado el uso del tanque clase A (ve; capítulo sobre observaciones
meteorológicas). el cual da una idea "bastante" aproximada de la realidad.
8.2 ANALISIS TEMPORAL
A continuación se muestran los datos de evaporación promedia de Palmira a nivel mensual multianual
(50 anos). Tabla 16. (Datos tomados de la estación ICA).
MESESENE. FEB MARABR MAYJUNJULAGOSEP OCT NOV DIC
EVAP
143.6135.0150.3129.2124.5118 139 149.5144.2136.0122.0130.0
mm
Los mismos datos se muestran en la figura 40.
Figura 40. Régimen de la evaporación en
Palmira.
Como se observa la amplitud es de 31 mm, siendo Junio el mes Con el valor más bajo (118.7mm) y
Marzo con el más alto (150.3mm). Las causas se podrían fundar en el hecho de que a mayor
nubosidad menor evaporación, (es lo que se insinúa en la gráfica) al establecerse una relación entre el
desplazamiento de la zona de confluencia intertropical (nubosidad) y la relativa baja evaporación.
8.3 ANAUSIS ESPACIAL
El análisis de la evaporación a nivel espacial debe de estar unido al régimen de las variables
meteorológicas que Intervienen en ella: Por ejemplo, la evaporación en la costa atlántica en más
acusada en los primeros meses del año con respecto a la costa pacifica debido al régimen de brillo
solar, y a la presencia de los vientos alisios.
Con respecto a la altura, cabe de esperarse una reducción de la evaporación al disminuirse la
temperatura del aire. Empero se recuerda que a mayor altitud hay mayor intensidad en la radiación
solar.
8.4 EVAPOTRANSPIRACION
En realidad la transpiración es una forma de evaporación, con la diferencia que se produce solo
durante el día, en las horas en que se efectúa la actividad fotosintética de las plantas.
La transpiración es el proceso mediante el cual la planta libera a la atmósfera agua en estado de vapor
por medio de los estomas, obedeciendo a una diferencia de potencial hidrico T, entre la planta Y el
aire. Si la atmósfera esta saturada de vapor de agua cesa la evaporación, de hay la importancia del
viento para remover la capa saturada con otra insaturada. El suelo a su vez bombea agua a la planta
en respuesta a ese mismo mecanismo (gradiente de potencial hídrico), por lo tanto el contenido de
humedad es importante para llevar a cabo una adecuada evapotranspiración.
La planta se vale de este mecanismo para transportar nutrientes inorgánicos a todas sus estructuras,
además de mantener una temperatura adecuada. Si él contenido de humedad en el suelo es muy bajo
es posible que la planta recurra a mecanismos de defensa como el cierre parcial de estomas,
enroscamiento de las mismas, etc.
¿Cómo se mide?
Suponga el lector que la vegetación natural se comportara como un, tanque clase "A", de acuerdo con
este supuesto, en promedio, en Palmira las pérdidas de agua por parte de la vegetación serían de 4.4
mm/día en promedio. Sin embargo, las plantas no se comportan como tal, de ahí que se presenta la
necesidad de establecer esas pérdidas. La primera aproximación es la de suponer por un lado una
vegetación con un óptimo estado de desarrollo y por otro la de un contenido de humedad
aprovechable en el suelo cercano a su capacidad de campo. De acuerdo con esto, las perdidas de agua
de la planta serían debidas al tiempo reinante., y es así como varios investigadores han desarrollado
ecuaciones empíricas basadas en datos tales como la temperatura del aire, el déficit de saturación del
aire, la velocidad del viento, la radiación neta. etc.
Entre ellos se encuentran Penman, Thornwaite, Papadakys, Turc, García López, Crhistiansen y otros.
El mismo tanque clase "A" sirve para medir la evapotranspiración de referencia, en la zona plana del
Valle del Cauca. Entidades como Cenicaña y el lCA, utilizan la siguiente ecuación:
ETo=EvxKt
(8.3)
Donde:
ETo = Evaporación de referencia*
Ev = Evaporación del tanque clase "A"
Kt = Coeficiente de tanque 0.85 en, las condiciones de la zona.
Si trabajamos con el tanque clase "A", la evapotranspiración de referencia seria a lo sumo el 85% de
lo registrado en un tanque clase "A".
Para las condiciones de Palmira se tendrían unas pérdidas de agua de 3.74 mm/día en promedio para
la evapotranspiración de referencia (ETo).
Para el caso de los cultivos, no siempre se puede tener un óptimo contenido de humedad del suelo,
además de tener estados de desarrollo diferente. No evapotranspira lo mismo un cultivo de escasos
días de germinado, al mismo pero con un estado de desarrollo mayor (floración), De ahí que exista la
necesidad de ajustar el valor encontrado de ETo. Para ello se utiliza el
coeficiente de ajuste Kc (Montealegre, F. & Gallardo, C, 1994),
* Según Penman: Pérdidas de agua debida a la evaporación del suelo y transpiración de plantas de
porte bajo (alfalfa, pasto) con un óptimo contenido de humedad en el suelo.
ET=EToxKc
(8.4)
Donde:
ET = Evapotranspiración real
Eto = Evapotranspiración de referencia
Kc = Coeficiente de ajuste del cultivo debido al estado de desarrollo.
Para el caso de la soya, en los primeros 20 días y para un porcentaje de agotamiento de agua
aprovechable del suelo del 50% et Kc sería de 0.58.
De acuerdo con lo anterior y para las mismas condiciones de Palmira, la soya perderla en promedio
2.16 mm/día de agua.
Et = 3.74 x 0.58 : 2.16 mm/día.
(8.5)
Los climatólogos modernos han empleado entre otras bases las siguientes para clasificar los climas.
Estas son:
1.
2.
3.
procesos atmosféricos que forman el clima.
relación entre el clima y la distribución observada de la vegetación y,
el balance hídrico.
El primer tipo de clasificación, basado en el comportamiento, se llama clasificación genética. La
palabra "genético", tomada del griego, significa principio o "causa" y es la misma de donde proviene la
palabra génesis. Por ejemplo: en uno de los sistemas genéticos, un clima podría llamarse clima alisio,
ya que la causa fundamental, o génesis, del clima es el hecho de que la zona que ocupa está sometida
a la influencia del cinturón de los alisios de la circulación general de la atmósfera.
El segundo tipo de clasificación, basada en observaciones reales de la existencia de ciertas conexiones
entre el clima y la vegetación, se dama clasificación empírica. Esto significa una clasificación. basada
sobre observaciones efectuadas en un determinado lugar, de algunos de los resultados del clima antes
de su clasificación. Por ejemplo: un determinado clima puede llamarse clima desértico o clima
arbóreo, según la clase de vegetación que se encuentre cerca de sus limites.
El tercer tipo de clasificación, basado en los hechos conocidos acerca de la altura de la precipitación y
de la evaporación en cada uno de los meses del año, podría llamarse clasificación hídrica, aunque los
climatólogos generalmente no han utilizado ningún nombre para este tipo. -(Eslava. 1992). Las
clasificaciones climáticas en esencia sirven para comparar dos o más localidades entre si.
9.1 LA CLASIFICACION DE CALDAS
La clasificación climática del trópico americano se inicio en 1802 cuándo se reunieron en Quito los
investigadores Alejandro Humboldt (alemán), Ame Bonpland (francés) y Francisco José de Caldas
(colombiano); este último disponía de una copiosa información relativa a las alturas sobre el nivel del
mar y su influencia en la variación de las temperaturas.
Expuesta y analizada la información, por Caldas se determinaron los pisos térmicos para la región
Andina-tropical. Humboldt informó a los naturalistas europeos sobre lo convenido en la reunión,
respetándose incluso la designación de los pisos térmicos en castellano propuesta por Caldas, la cual
ha perdurado hasta nuestros días.
Caldas estableció una relación empírica que muestra, que a una altitud de 1000 m corresponde una
temperatura media de 23.8°c, a 2000m se alcanzan los 18°.c. a 3OOOm se observan 12.7°c y a
4OOOm se tienen valores de 7°c. Los limites de Caldas, indican cinco (5) pisos térmicos a saber:

0 Piso térmico cálido: localizado entre o y 1000m de altitud, con valores de temperatura
superiores a 24°c y un margen de altitud en el limite superior hasta 400m, según sean las
características locales.



1 Piso térmico templado: comprende altitudes situadas. entre 1000 Y 2000 m, con
temperaturas mayores o iguales a 17.5°C y con un margen de amplitud en sus limites superior e
inferior de 5OOm.
2 Piso térmico frío: comprende altitudes entre 2000 Y 3000 m.
3 Piso térmico paramuno: Corresponde a las áreas situadas entre los 3000 m de altitud y bajo
el limite de las nieVes- perpetuas. Con el propósito de detallar más las condiciones climáticas se
subdivide en dos zonas de páramo: la primera de mayor temperatura, denominada "páramo
bajo"con altitudes que oscilan entre 3200 y 3700 m Y que, se caracteriza por estar en el intervalo
de los 7°C a los 12°.C; la segunda conocida cómo "'páramo alto", consecuentemente está sobre tos
3700.m y va hasta los 4200 m aproximadamente. (Eslava, J., 1992)
9.2 MODELO CLIMATICO DE LANG
En el año de 1915" Richard Lang estableció su clasificación basado en la relación obtenida al dividir la
precipitación anual (P en milímetros) por la temperatura media anual (T en °C). Este cociente se llama
también Indice de efectividad de la precipitación y/o factor de lluvia de Lang. (Eslava. J..1992)
Tabla 16.
TABLA 16. Factor de lluvia de Lang.
Factor de Lang Clase de clima Símbolo
0 a 20.0
Desértico
D
20.1 a 40.0
Arido
A
40.1 a 60.1
Semiárido
Sa
60.1 a 100.1
Semihúmedo . Sh
100.1 a 160.1
Húmedo
H
> a 160.0
Superhúmedo
SH
9.3 MODELO CLIMATICO DE TROJER.
El cociente PIB (Precipitación /Brillo solar) fué propuesto por el geofísico austriaco Hans Trojer en
1959. Su principal ventaja es la de incorporar la noción del brillo solar. que desde el punto de vista
fotosintético o productivo es muy disiente. (Mejía. M., 1983). Tabla 17.
TABLA 17. Factor de lluvia de Trojer.
Factor de Trojer Clase de clima
<0.20
Desértico
0.20 a 0.40
Seco
0.40 a 0.80
Subhúmedo
0.80 a 1.60
Húmedo
1.60 a 3.20
Muy húmedo
3.20 a 6.40
Pluvial
6.40 a 12.80
Saturado
12.80 a 25.60
Cuasiacuatico
Los modelos climáticos de Lang y trojer los podemos unir con la clasificación de caldas apareciendo
una clasificación interesante. Por ejemplo el Bajo clima con una precipitación media anual.de 7163
mm. un brillo solar de 900 horas. una temperatura de 25.5°C seria clasificado como Calido
Superhúmedo según .Caldás- Lang y Calido-Saturado según Caldas- Trojer.
Este dendrólogo norteamericano establece que la vegetación natural depende de factores climáticos
como lo es el calor, la precipitación y la humedad. Propone que la asociación debe concebirse como
una unidad natural en la cual la vegetación, la actividad animal, el suelo, están todos interrelacionados
en una combinación reconocida y única, que tiene un aspecto o fisonomía típica.
las agrupaciones de asociaciones con base en la cuantificación de algunos parámetros climáticos se
denominan zonas de vida. Son conjuntos naturales de asociaciones, sin importar que cada grupo
incluya una catena de diferentes unidades de paisaje o de medios ambientales, que pueden variar
desde pantanos hasta crestas de colinas. Al mismo tiempo, las zonas de vida comprenden divisiones
igualmente balanceadas de los tres factores climáticos principales, es decir, calor, precipitación y
humedad.
La progresión logarítmica de temperatura y de valores de precipitación, suministra una base teórica
sólida para establecer divisiones balanceadas igualmente. Holdridge se baso en los estudios de
Mitscherlich, el cual mostró que, cuando un elemento es un factor limitante en la alimentación de las
plantas; las adiciones de ese elemento hasta la cantidad que pueda ser utilizada, deben incrementarse
en progresión logarítmica, si se desea obtener una secuencia de incrementos iguales en la producción.
Figuras 41 y 42.
Las zonas de vida se definen con base en los valores promedios anuales de calor, utilizándose el
concepto de biotemperatura. Este autor define la biotemperatura promedia como un promedio de las
temperaturas en °C a las cuales tiene lugar crecimiento vegetativo, en relación con el periodo anual.
Se estima que el ámbito de las temperaturas dentro de las que ocurre el crecimiento vegetativo, está
entre O°c como mínimo y 30°C como máximo. Holdridge propone para obtener un valor aceptable,
sumar las temPeraturas horarias, eliminando las lecturas por debajo de O°c y por encima dé 30°C, y
dividir la suma por el número total de horas del año.
Puesto que generalmente se dispone de promedios. mensuales de temperatura. se ha desarrollado
una fórmula empírica que convierte una temperatura promedia mensual en grados centígrados (T) a
una biotemperatura promedia mensual. La fórmula es la siguiente:
T(biológica)= T° media- (3 x grados de latitud)/ 100)x(T° media(9.1)
24)
Figura 41. 'Posiciones aproximadas de las Líneas gula de las regiones
latitudinales y las fajas altitudinales del sistema mundial de zonas de
vida de Holdridge, (basado en una tasa de cambio de .6°C por,cada
1000m).
Fuente: Holdridge, L., 1987.
Figura 42. Zonas de vida según Holdridge
Fuente: Holdridge, L., 1987
Esta fórmula se utiliza en Latitudes bajas y bajas elevaciones (<1000 m). Para latitudes bajas y
elevaciones medias (1000 a 3000 m). la temperatura media anual equivale a la biotemperatura.
T(biológica).
Para latitudes bajas (menor de 131 y alturas mayores de 3500 m. se presentan temperaturas mínimas
diarias menores que 0°C y entonces se hace la siguiente conexión:
Temperatura biológica = T max/ Tmax- Tmin x T max/2
(9 2)
Se entra también con los valores promedios de la precipitación y la humedad. Para Holdridge la
evapotranspiración potencial tiene un significado diferente a la de Penman, puesto que considera a la
vegetación natural (Máxima perdida de agua por evaporación y transpiración bajo un óptimo
contenido de humedad en el suelo). Siendo calculada empíricamente como sigue:
Etp = 58.93xTemperatura biológica en mm
(9.3)
Para el cálculo de la evapotranspiración real, se calcula primero la relación de evapotranspiración
potencial como la relación entre esta y el valor de la Precipitación media anual.
Posteriormente se entra por la base del nomograma de la Figura 43 con el valor de la relación de
evapotranspiración, potencial subiendo hasta encontrarse con la curva de evapotranspiración actual o
real (Eta). se proyecta luego hacia la izquierda o derecha del nomograma y se lee, el porcentaje que
hay que aplicarle a la evapotranspiración potencial para encontrar la real. Además al igual que la
clasificación de Lang y de Trojer, holdridge introduce un factor de lluvia denominado. provincia de
humedad (están dentro de los rangos de la relación de evapotranspiración de referencia), ubicando en
la parte superior los meses secos al año.
Como se ve Holdridge establece un balance hídrico, al decir que la evapotranspiración potencial es una
función de la precipitación; siendo la evapotranspiración actual o real la que verdaderamente se lleva
a cabo en condiciones de un variable contenido de humedad en el suelo. Con esta clasificación
estamos en capacidad de calcular aproximadamente la altura de la vegetación dominante con la
siguiente fórmula:
Altura de la vegetación dominante = % de evapotranspiración
potencial x2 temperatura biológica.
(9.4)
En caso de que sea una zona de vida diferente al bosque. (por ejemplo matorral des6rtico) este valor
se divide por 4.
Figura 43. Movimiento del agua en asociaciones climáticas.
Fuente: Holdridge. L. 1987
La clasificación permite trabajar en una escala más grande (más detalle), si se consideran factores
abíoticos como salinidad, presencia de fuertes vientos. zonas inundables etc. Para ello podemos hablar
de asociaciones siendo definida como un ámbito de condiciones ambientales dentro de una zona de
vida. junto con sus seres vivientes. cuyo complejo total de fisonomía de las plantas y de actividad de
los animales es único.
Las asociaciones pueden agruparse en. cuatro clases básicas que son: climáticas, edáfícas,
atmosféricas e hídricas.
Una asociación climática o zonal es un área ocupada por una comunidad en un suelo zonal y un clima
zonal. Como es la más representativa de la zona de vida, se ha colocado el nombre de la comunidad
en cada hexágono del diagrama de la figura 42. (Holdridge, L., 1987).
Como ejemplo clasificaremos por Holdridge dos localidades colombianas a
saber: Tabla 18.
TABLA 18. Datos meteorológicos de dos estaciones colombianas.
Altitud
Localidad Latitud Longitud Temperatura Precipitación
Bajo Calima 4°N
Uribia
76°95 W 40
25.5
7135
11°43N 72°16 W 32
26.9
267
Nota: Temperatura en grados centígrados y precipitación en mm. (Datos tomados de Eslava, J. Lopez
V.,Olaya G,,1986)
Como primera medida se encuentra la biotemperatura:
T(biológica) = To media - (3 x grados de latitud) 1100 x (T° media - 24)z
Bajo calima: 25.5- (3 x°°)/100 x ( 25.5- 24)2= 25.23°c
Uribia: 26.9- (3x11° 43)/100 x (26.9-24)2= 23,95°c
Para la evapotranspiración potencial: Etp= 58.93xTemperatura biológica en mm.
Bajo calima: Etp= 58.93x25.23= 1486 mm.
Uribia: Etp= 58.93x23= 1411 mm
Es decir que por cada metro cuadrado de superficie se estaría evapotranspirando 1486 y 1411 litros
de agua.
Veamos que zonas de vida son:
Para el bajo calima, al entrar al nomograma de la Figura 41, vemos que esta ubicada en la faja basal
tropical (de O a 1900 m. y biotemperatura igual o superior a 24°c), y al ingresar al nomograma de la
Figura 42 con base en la precipitación anual desciendo en forma oblicua por el nomograma hasta
coincidir con la faja basal que en este caso como se vio es tropical, resultado: el bajo calima se
encuentra dentro de la zona de vida Bosque muy húmedo
Para Uribia en la Guajira, utilizando el procedimiento descrito anteriormente nos da: Monte espinoso
tropical (me-T).
La relación de evapotranspiración potencial para las dos localidades es como sigue:
Bajo Calima: Etp/p. 1486/7135 =0.20 Uribia:Etp/p. 1411/267 = 5.28
Al entrar en la Figura 43 el Bajo Calima tiene una evapotranspiración actual o real de: 85% x 1486 =
1263 mm.
Siendo en Uribia de: 15% x 1411 =211 mm.
La provincia de humedad para el Bajo Calima es superhúmedo teniendo 0 meses secos al año.
Para Uribia la provincia de humedad es árido teniendo de 8 a 10 meses secos al año.
Con respecto a la altura de la vegetación dominante en el Bajo Calima es de:
A.V.D. = 0.85x2 (25.23)= 42.89 m.
Uribia: A.V.D. = 0.15 x2 (23.95)/4= 1.79 M.
Como se ve, la zona de vida imperante en Uribia tiene unas perdidas mucho más bajas que en el Bajo
Calima, debido a que la humedad disponible en el suelo es muy escasa en la mayoría de los meses del
año razón por la cual la vegetación ha desarrollado una fisionomía caracterizada por la presencia de
hojas en forma de espina que evapotranspiran unan menor cantidad de agua que la vegetación del
Bajo Calima cuyo Indice de área foliar (relación entre la superficie de hojas y suelo) es mucho mayor.
Dentro de la zona de vida bosque pluvial tropical podemos encontrar una asociación edafica muy
húmeda (cuangarial) y la asociación hídrica conocida como manglares.
Podemos decir que Holdridge es una herramienta apropiada para caracterizar el clima y su vegetación
asociada de cualquier localidad pero en una escala pequeña.
Existen por supuesto muchas otras clasificaciones climáticas como la de Kopen, la de De martone,
Thorntwaite, dentro de las más conocidas. La discusión no se centra en cual es mejor, sino en escoger
la apropiada para cada necesidad (escala, disponibilidad de información).
A nivel de finca un balance hídrico agrícola asistido en lo posible por un computador seria lo
apropiado.
10.1 VARIABLES METEOROLOGICAS
Toda propiedad o condición de la atmósfera, cuyo conjunto define el estado físico del tiempo o del
clima de un lugar determinado, para un momento o un período de tiempo dados, es un elemento
meteorológico, que se puede considerar una variable.
10.2 CLASIFICACION
10.2.1 Numérica o no numérica
Ejemplo de numérica: La temperatura media del aire (23.5° C). Ejemplo de no numérica: El tipo de
nube.
10.2.2 Binaria o no binaria
No pueden tener más que uno o dos valores, corresponder solamente a una condición o no. Ejemplos:
• La niebla existe o no existe.
• El trueno se oye y anota o no.
• La visibilidad en la pista de un aeropuerto es superior o inferior al mínimo operacional.
10.2.3 Continua o discreta
Si una variable puede tomar todos los valores posibles en el intervalo comprendido entre sus limites
se dice que es continua. Si por el contrario, no puede tomar más que ciertos valores se llama discreta.
Ejemplos: La precipitación total en 24 horas; la presión barométrica.
10.2.4 Acotada o no acotada
Si el número de valores posibles es limitado, la variable se dice acotada y en caso contrario, será no
acotada.
Ejemplo: La precipitación no tiene limite superior, en cambio el limite inferior es 0 (acotada). La
temperatura del aire (no acotada).
10.2.5. Escalar o vectorial
El viento es una variable vectorial: para definirlo hay que dar a la vez dirección y velocidad. Sobre el
papel se Puede representar mediante una flecha cuya punta indique la dirección y la longitud será
proporcional a la velocidad.
Las variables que se pueden expresar por un número, según una unidad apropiada, como la
temperatura, la nubosidad, la presión, se llaman variables escalares.
10.2.6 Aleatoría o no aleatoria
No se permite prever sus variaciones en el tiempo ni en el espacio (aleatoria). (Lowry, W., 1973);
(Sabogal. N. 1989).
10.3 TIPOS DE METODOS DE ANALISIS CLIMATOLOGICOS
Los análisis climatológicos pueden describirse con palabras. datos numéricos, tablas, dibujos,
fotografías e incluso modelos. En general los tipos de análisis son matemáticos, gráficos y físicos.
10.3.1 Matemáticos
Consisten en la presentación <fe los valores de los elementos climáticos en forma de tablas,
ecuaciones y otras utilizaciones de los símbolos matemáticos.
10.3.2 Gráficos
En este caso la presentación se hace mediante mapas o dibujos. A menudo es útil combinar las dos
formas.
10.3.3 Físicos
Ejemplo: Si los proyectistas de un campo de deportes (ya construido y que tienen problemas de
dirección y velocidad del viento) hubieran hecho una maqueta y la hubieran experimentado en un
túnel 'aerodinámico. podrían haber evitado los inconvenientes de los vientos dominantes en visto de
los resultados de la experimentación, (Sabogal,N. 1989).
10.4.1 Población
La variable es una característica de la población que es al azar (variable aleatoria), Se define
población como el universo, agregado a la totalidad de elementos que tienen un cierto carácter
común, acerca de los cuales se desea información. Hay que definir con precisión la población de que
se trata. Ejemplo: para definir la población de la precipitación hay que precisar si se piensa en todos
los valores del mundo, América, Valle del Cauca.
Toda población puede describirse mediante unos pocos números: el valor más bajo, alto. medio. el
intervalo entre los dos. A estos números se les denomina parámetros, se les llama estadísticos si se
aplican a una muestra.
10.4.2 Muestra
Los números que me resumen la variable en la muestra se llaman estadísticas. Las muestras son un
medio para conocer algo sobre la población; por ejemplo los datos de lluvia en Palmira para de 1930 a
1994.
TABLA 19. Serie climatológica.
ORDEN
SERIE DE DATOS
Secuencia
16
18
20
21
19
23
24
Orden creciente
16
18
19
20
21
32
24
AzarA
23
20
18
19
24
16
21
AzarB
19
21
18
24
16
23
20
La Tabla 19 muestra las temperaturas máximas de los días. de la primera semana de un mes
cualquiera. La primera ordenación se llama una secuencia. En ella se dan los valores en. el orden en
que.se presentan realmente en el comportamiento natural de la atmósfera. Este orden cronológico
define también lo que se llama serie climatológica.
Con base en las estadlsticas saco conclusiones sobre los parámetros y se pueden hacer inferencias.
Existen dos tipos de estadlstica: Descriptiva e Inferencial. Una variable tiene su distribución de
probabilidades que se maneja en la población. En la muestra no se hace distribuciones de
probabilidades sino de frecuencias por su carácter finito.
10.5 CARACTERIZACION DE UNA VARIABLE (MUESTRA)
10.5.1 Localización
Los datos pueden ubicarse alrededor de un punto. Medida de exactitud.
Media: X = X1+ X2 + X3 +...........Xn / n
(10.1)
La ventaja es que todo el mundo la usa. Su desventaja radica en que se ve arrastrada por valores
extremos.
Mediana: es el dato que ocupa la posición (cuando los ordeno) n+1/2, tiene como ventaja que no se
deja llevar por observaciones extremas. Su desventaja esta en la poca teoría que hay acerca de ella y
en el redondeo de los datos.
Moda: es el dato que más se repite.
10.5.2 Variabilidad
Es una medida de precisión. Lo tradicional es la varianza. y lo que hace es restar a cada dato la
media. Se eleva al cuadrado.
S= ∑(Xi-X)/n-1
(10.2)
S = √S es la llamada desviación estándar o típica. Como positivo tiene que se puede interactuar con
ella y como negativo una observación mala infla la desviación.
Rango:
X(n)= máximo
X (y) = mínimo
R = X(n)-X(y)
(10.3)
Desviación media: a cada dato se le resta la mediana y/o la media, se suman y se saca el promedio.
.
D. M. = ∑|Xi-X|/n
Es mucho más resistente que la varianza. (Wilks, 1995).
10.6.1 Homogenización
(10.4)
El tratamiento estadístico de datos requiere, como condición básica, que éstos sean de la misma
naturaleza, del mismo origen, obtenidos mediante observaciones y mediciones que hayan seguido
procedimientos y métodos semejantes.
Las series de datos climatológicos disponibles son muestras extraídas de una población cuya
existencia y permanencia se suponen de antemano. El primer problema consiste en determinar la
homogeneidad de la muestra, ya que muchas de éstas no cumplen con esta condición esencial y. lo
que es peor, no se tiene ningún registro documental de las posibles heterogeneidades. (Thom. H.,
1966); (Montealegre, E., 1990).
10.6.2 Métodos no paramétricos
Se dice que una serie de datos es homogénea, si es una muestra proveniente de una única población.
Por lo tanto, una serie climatológica o agrometeorológica es homogénea por definición y solo se le
deberían aplicar análisis probabilísticos elementales.
Sin embargo, en casos en donde por ejemplo, ha sido cambiada la exposición del instrumento por el
crecimiento urbano o por la variación de los alrededores rurales, o se ha variado el método de lectura
al cambiar el observador, es necesario hacer un test estadístico para probar la homogeneidad de la
serie.
Una prueba valida de homogeneidad (hipótesis nula. Ho) y. una regla para aceptar o rechazar esta
hipótesis sobre la base de probabilidades de ocurrencia. Así, si la probabilidad de la evidencia de
homogeneidad es pequeña, se concluye que la serie es heterogénea. si es grande. la decisión es de
homogeneidad.
La regla especifica la probabilidad limite (limite de significancia) más allá de la cual la hipótesis de
homogeneidad seria rechazada y se aceptaría alguna alternativa para homogeneidad.
En la mayoría de los casos, las distribuciones de la hipótesis nula y de las alternativas de
homogeneidad son difíciles de especificar. de ahí que debamos utilizar los llamados test no
paramétricos.
La alternativa de homogeneidad en una serie de datos meteorológicos es usualmente alguna forma de
oscilación alrededor de la media o mediana. Un método no paramétrico bien conocido es. el test de
corridas. Este test es hecho contando el número de corridas arriba y abajo de la mediana o valor
medio en una serie ordenada naturalmente, y probando estos datos en una tabla de distribución de u.
(u es el número de corridas).
En la Tabla 20 se observan los datos de precipitación anuales de la estación Univalle de la ciudad de
Cali, Colombia, en la cual esta creciendo vegetación alrededor de la misma. por lo cual se sospecha
una fuente de heterogeneidad en la información.
De la tabla 20 se puede deducir que la mediana es de 1385 mm. Siendo el número de corridas (u) por
encima y por debajo de la mediana de 15
Utilizando la tabla 21 en la cual se presume que el numero de datos por debajo de la, mediana(B) es
igual al número de datos por arriba (A), (En este caso Na=Nb=15). se encuentran los límites de
confianza al 0.10 y 0.90 de probabilidad.
Siendo estos limites 12 y 19. se concluye que la serie es homogénea dado que el número de corridas
está. contenido en dicho intervalo de confianza. Resumiendo el test de corridas necesita de una serie
climatológica par. y asume que la distribución poblacional se ajusta a un, modelo de. tipo normal. En
la medida en que la ,serie sea más larga, más exacta será su utilización. Una muestra de 30 años o
más sería la indicada.
Tabla 20. Datos de. precipitación.,Estación Univalle;, Fuente: IDEAM
ANALISIS PLUVIOMETRICO - ESTACION UNIVALLE
Latitud :03N
Departamento : Valle del Cauca
Longitud :76W
Municipio
:Cali
Altura
: 970 m.s.n.m Corriente
: Melendes
AÑOS
DATOS ORDENADOS PRECIPITACION (mm) CORRIDAS
1966
850.0
1471.0
A
1967
990.0
1491.0
A
1968
1040.0
1358.0
B
1969
1205.0
1341.0
B
1970
1206.0
1570.0
A
1971
1209.0
1830.0
A
1972
1268.0
1457.0
A
1973
1284.0
1646.0
A
1974
1326.0
1286.0
B
1975
1341.0
1937.0
A
1976
1353.0
1209.0
B
1977
1358.0
1399.0
A
1978
1365.0
1205.0
B
1979
1370.0
1353.0
B
1980
1371.0
990.0
B
1981
1399.0
1482.0
A
1982
1420.0
1614.0
A
1983
1457.0
1268.0
B
1984
1471.0
2027.0
A
1985
1482.0
1326.0
B
1986
1491.0
1657.0
A
1987
1495.0
1370.0
B
1988
1570.0
1420.0
A
1989
1646.0
1371.0
B
1990
1657.0
1206.0
B
1991
1664.0
1440.0
B
1992
1830.0
850.0
B
1993
1880.0
1495.0
A
1994
1937.0
1880.0
A
1995
2027.0
1365.0
B
MEDIANA
1385.0
CORRIDAS: 18
SERIE HOMOGENEA
TABLA 21. Distribución del número de corridas. NA=NB
Na p 0.10 p 0.90
7
5
10
8
6
11
10
8
13
11
9
14
12
9
16
13
10
17
14
11
18
15
12
19
16
13
20
17
14
21
18
15
22
19
16
23
20
16
25
25
22
30
30
26
36
35
31
41
40
35
47
45
40
52
50
45
53
10.6.3 Método de dobles masas
El test de corridas solo permite detectar heterogeneidades. más no permite corregirlas. Con el método
de doble masas además de detectar inconsistencias en la información permite corregirlas.
Se analiza la consistencia de una serie de valores de algún elemento hidrometeorológico medido en la
estación "X". con base en los datos tomados en otra estación o grupo de estaciones "Y", situadas en
una zona climática similar y cuya homogeneidad haya sido verificada. Este. sistema de
homogeneización de series. se utiliza cuando puede suceder un cambio relativo en la variable
observada, medida o registrada en una estaci6n meteorológica. El método puede ser aplicado
también, con mucho éxito en la interpelación para el relleno de datos faltantes y la extrapolación para
extender una serie incompleta al periodo de comparaci6n (normalmente de 30 años). (Searcy J.
&Hardison h. 1983, traducido por Barrero & Sabogal.).
Si se toma por caso la precipitación, en el análisis de dobles masas se compara la lluvia anual o
mensual (valores acumulados), con la precipitación anual o mensual, acumulada de otra estación o
grupo de estaciones. Graficando estas dos variables se observa si se presenta un cambio de
pendiente, el cual solo puede deberse a causas diferentes a las meteorológicas.
Con el fin de ilustrar el procedimiento, se analizarán los datos pluviométricos anuales de la estación
"X", con los obtenidos en las estaciones A, B Y C durante el periodo 1951-1970, las cuales se hallan
ubicadas en condiciones climatológicas análogas a las de la estación problema. Para cada una de las
estaciones de referencia (A, B Y C) se suman las precipitaciones anuales de ano en ano empezando
por el más reciente (en este caso 1970), luego se obtienen los promedios de estos valores acumulados
y esta serie se toma como base de comparación (ver datos en la tabla 22).
En casos extremos, cuando sólo existe una estación de referencia los datos acumulados de esta serie
pueden servir como base de comparación, aunque en estos casos el método puede llegar a no tener
ninguna significación.
Luego se aplica también la acumulación a la estación problema y. se construye un diagrama
cartesiano, tomando como abcisas los valores acumulados de la serie base y como ordenadas los de la
estación problema. Si todos los puntos aparecen sobre una línea recta, los datos iniciales de la
estación problema son válidos sin corrección.
En caso de presentarse cambio de pendiente es necesario reestablecer la homogeneidad bajo las
condiciones del tramo más confiable, generalmente es el primero, o sea el correspondiente al último
periodo y realizar el ajuste con base en la relación de las pendientes de los dos segmentos de la curva
de dobles masas. La relación proporciona una constante K, que multiplicada por los valores
inconsistentes de la estación analizada X, permite el ajuste de la serie. La curva representada en la
Figura 44, muestra un quiebre a partir del décimo primer valor; siguiendo el procedimiento descrito,
se han obtenido las pendientes de los dos tramos y se ha calculado el coeficiente K=1.65.
En la Tabla 22 aparecen los datos corregidos a partir del décimo primer valor y el nuevo acumulado
una vez realizado el ajuste.
Est Acum Est Acum Est Acum
AÑ
ac ulado ac ulado ac ulado
OS
A
A
B
B
C
C
197 10
0
5
196
9
196
8
196
7
196
6
196
5
196
4
196
3
196
2
196
1
196
0
195
9
195
105
10
2
Prome
Valor
Nuevo Calcul
dio
Esta Acum
e
Acum o del
Acum ción ulado Ajust
ulado coefici
ulado
X
X
ados
X
ente K
A-B-C
XxK
102
10
6
209
209
105
206
106
104
101
101
m1 (pri
mer
tramo
period
o
recient
e)= 1.0
m2(seg
undo
tramo
period
o
inicial)
= 0.60
11
2
217
98
200
10
3
98
315
93
293
98
307
305
112
318
393
97
404
405
98
416
497
95
499
507
100
516
607
611
104
620
710
709
107
727
808
806
96
823
920
908
94
917
1025
1012
92
1009
1126
1115
75
1084
124
1133
1228
1214
66
1150
109
1242
1326
1311
62
1212
102
1344
10
3
10
8
418
526
10
0
10
4
10
7
95
621
97
718
96
700
98
816
94
794
919
92
886
10
3
10
6
10
1
1025
92
1218
94
1312
1126
10
1
10
6
10
3
98
604
987
1093
1196
1294
10
8
10
3
98
11
2
10
5
10
1
10
2
98
K=
M1/m2
=
1.0/0.6
0=
1.65
8
195
7
195
6
195
5
195
4
195
3
195
2
195
1
96
10
7
10
4
10
0
1408
97
1391
1515
95
1486
1619
1719
93
1812
98
1910
10
2
2012
10
8
10
3
98
11
2
10
0
1594
1697
93
10
0
10
4
10
7
1419
1406
59
1271
97
1441
1519
1507
60
1331
99
1540
1623
1612
58
1389
96
1636
1730
1715
53
1442
87
1723
1795
96
1826
1811
57
1941
94
1817
1907
94
1920
1912
58
1557
96
1913
2007
99
2019
2013
57
1614
94
2007
Determinación de la homogeneidad de los estados de precipitación en la estación X con los registros
en las estaciones A, B, y C por el método de dobles masas.
Tabla 22. datos de precipitación. Curva de doble masas,
Figura 44. Diagrama de método de dobles masas
Tabla 23. Datos de precipitación para curva de doble masas.
Figura 45. Curva de doble masas. Estación Univalle Vs
Promedio de estaciones Precipitación en miles de mm
En la Figura 44, la línea de trazos se ha construido con los nuevos valores acumulados y constituye
una prolongación del primer tramo, con lo cual se tiene evidencia de haber obtenido un buen ajuste.
Como ejemplo se tomará el mismo caso de la desviación meteorológica de la Universidad del Valle, a
la cual le haremos la prueba de doble masas con las estaciones meteorológicas de los ingenios
Manuelita, Cauca, y la estación de Florida, todas ellas ,ubicadas en la zona plana del Valle geográfico
del río Cauca, es decir todas las estaciones están localizadas dentro de una zona' homogénea
fisiograficamente. y climáticamente hablando. En este ejemplo se trabajará con tres estaciones,
siendo recomendable un mayor número de estaciones.
La información se presenta en la Tabla 23. Al graficar la información (figura 45), se observa que la
linea acumulada de los datos de precipitación de las estaciones involucradas no presenta un quiebre
apreciable, razón por la cual se concluye que a pesar de existir la presencia deárboles en los
alrededores de la estación meteorológica de la Universidad del Valle, esta no representa hasta el
momento del analísis una fuente de heterogeneidad.
La curva de doble masas sirve para el relleno de información, es decir, sirve para interpolar. Existen
además otros métodos aunque muy poco frecuentes, se basan en la comparación de la serie' con la de
otro parámetro similar, medido en la misma estación. Por ejemplo el brillo solar con la radiación solar,
la temperatura del suelo con la temperatura cerca al suelo, etc.
10.6.4.1 Regresión lineal
Si se considera un lago sobre el que cae una determinada precipitación, el agua almacenada
dependerá, además de la precipitación de muchos otros factores, entre ellos la superficie del lago, la
evaporación, la temPeratura ambiente sobre esa superficie, al viento, la radiación, etc. Pero si se
prescindiera de todas ellas menos una, se podría encontrar la ley:de variación de la segunda en
función de la primera. Así en caso del agua almacenada en el lago de superficie, temperatura, etc.,
conocidas; a cada precipitación media (p), sobre el lago corresponderá un volumen de agua
almacenado (V). Es decir, V=f(p), pero no siempre a un mismo valor de P corresponde un único valor
de V, sino que unas veces será mayor y otras menor, abarcando un intervalo de variación. Si
tomamos en las abcisas los valores' de P y en las ordenadas los de V, al repetirse bastantes veces el
fenómeno, los valores de V
Podrían estar dentro de la banda limitada por las líneas a trazos N' M' y N'' y M'', la ley de variación
tiende a adaptarse a la línea media NM. entre las dos anteriores, que se toma como representación del
fenómeno. Figura 46.
Las ecuaciones o funciones matemáticas que representan a esos fenómenos son unas veces lineales,
cuadráticos, trigonométricas o bien, obedecen a funciones mas complicadas.
Sin embargo, hay que tener en cuenta que estas leyes no son estrictamente funcionales, ya que no
siempre a un valor de la variable independiente corresponde uno de la variable dependiente, sino que
existe un conjunto de causas fortuitas que hacen a la función tomar valores por encima o por debajo
de un valor medio que se pretende deducir por el conocimiento de la función o ley de variación.
figura 46. Regresión lineal
La línea que se admite como representativa del fenómeno ha sido denominada por Galton línea de
Regresión y viene a ser como la ley intrínseca del fenómeno exento de causas fortuitas. esta línea
puede calcularse de diferentes maneras, una de la mas empleadas es la que hace mínima la suma de
los cuadrados de las desviaciones con respecto a l valor medio.
10.6.4.2 Método de los mínimos cuadrados
Si se tienen datos de temperatura del aire a una hora determinada durante cierto periodo en dos
estaciones cercanas X . V, Y estos valores se llevan a un gráfico cartesiano, se obtiene una nube de
puntos, que como se aprecia, se distribuyen alrededor de una recta media Y=mx+n, a la cual parecen
adaptarse los datos obtenidos en ambas estaciones. El problema consiste en elegir entre todas las
rectas que pueden satisfacer la ley media del fenómeno, la que mejor se adapte y 6sta es la que hace
mínima la suma de los cuadrados de las desviaciones respecto al valor medio. Figura 47.
Figura 47
A manera de ejemplo, a continuación se establece la dependencia entre los datos anuales de
precipitación obtenidos durante el periodo 1946 -1915 en las estaciones meteorológicas El Retiro y
Barajas, las cuales se hallan una muy cerca de la otra y por tanto sus caracter1sticas fisiográficas son
muy similares, al igual que las situaciones meteorológicas que sobre, ellas se hayan presentado.
Es de esperar entonces, que la dependencia estadística que existe entre las precipitaciones anuales
registradas en ambas estaciones, sea lineal.
Una primera visión de los datos, pone de manifiesto que la dePendencia es bastante estrecha. Los
totales anuales registrados en ambas estaciones durante el periodo en mención, presentan
insignificantes diferencias. En el Retiro, la precipitación media es de 461.1 milímetros, mientras que la
media en Barajas es inferior a aquella en sólo 3 milímetros, por otra parte, los valores extremos
también guardan cierta similitud: la máxima de los 30 años en el Retiro, 146.6 mm fue inferior en sólo
11 mm a la máxima registrada en Barajas. Tabla 24.
Tabla 24. Cálculos para la obtención de la recta de mejor adaptación de los datos de y sobre x.
Figura 48. Rectas de regresión correspondientes a las
precipitacioneS anuales registradas durante el periodo 19461975 en las estaciones meteorológicas "retiro" "barajas",
ajustadas por el método de mínimos cuadrados.
Teniendo en cuenta que para la obtención de la recta de mejor adaptación (Y=mx+n) se pueden usar
diversos procedimientos para el cálculo de los valores m y n, al final del tema se incluyen diversas
fórmulas con el fin de que se puedan verificar y confrontar los resultados, usando cualquiera de ellas.
Los datos anuales de precipitación (periodo 1946-1975) de cada una de las estaciones llevados a un
diagrama cartesiano (Figura 48), en el que cada punto (x,y) del plano representa los valores de
arribas estaciones en un determinado año, proporciona una nube de puntos más o. menos densa. A
esta nube se le pueden ajustar dos líneas de regresión rectilíneas por el método de mínimos
cuadrados, siendo y=mx+n la ecuación de regresión de y en x. Los coeficientes m y n han sido
calculados con la condición de que la suma de los cuadrados de las distancias paralelamente al eje y
de todos los puntos de la nube sea MINIMA. Conforme a los datos obtenidos para m y n por las
diferentes fórmulas incluidas en el cuadro de datos, la ecuación de la recta de mejor adaptación y
sobre x, es Y=O.77x+108.3 y la correspondiente a los valores x sobre Y, es x=1 02Y-12.9.
(Montealegre. E., 1990).
Con el fin de estimar el grado de dependencia entre las variables analizadas, calculamos el Indice de
correlación r, por diversas fórmulas, igualmente relacionadas en el presente capítulo.
El .valor encontrado r=O.887, muestra una buena dependencia entre las variables. Finalmente se ha
calculado la dispersión media o alejamiento de los datos respecto a la recta media. lo cual da una idea
acerca de la homogeneidad de los datos:
que justifica el que las rectas "Y sobre X" y "X sobre -.Y" formen un ángulo pequeño entre si (Figura )
ya que el cuadrado de la dispersión es un número pequeño.
10.6.4.3 Método de las proporciones
Este método es uno de los más utilizados en aquellos casos en que no existen datos de comparación y
por tanto, la serie tiene que servir de referencia para el relleno de datos faltantes de si misma.
Cuando se desconoce la lluvia calda de un mes cualquiera, se establece una razón de proporcionalidad
entre la lluvia mensual y anual así:
X
Pf
____= _______
X
(Pa-X)
(10.5)
Donde:
X = Lluvia del mes faltante
X = Lluvia promedio del mes faltante
pf= Total anual (del mes faltante)
Pa= Total anual promedio
Tal como se aprecia, la proporcionalidad ha sido establecida entre la lluvia mensual y su promedio y la
Lluvia anual pf (de 11 meses) y su promedio Pa, disminuido también en un mes, el correspondiente al
valor medio del mes faltante.
Despejando el valor X de la ecuación anterior, se obtiene X=X(Pf/Pa-X) donde se aprecia que el total
de precipitación buscado es igual al valor medio (X). multiplicado por un factor de corrección (pf/(PaX)) de tal forma que dicho factor tiende a ser igual a 1, cuando Pf=Pa-X.
Aplicación: El total de lluvia registrado en una estación meteorológica durante el afta de 1976 fué el
de 902.3 mm excluyendo el valor registrado en marzo del cual no se tiene información. Estimar dicho
valor, sabiendo que el valor medio para el mes de marzo es de 98.7 mm y el promedio anual de 985.8
mm.
x
(X)(pf) (98.7mm)(902.3mm)
= ______ = _________________= 100.4mm
pa-X
985.8mm-98.7mm
10.6.4.4 Razón de valores normales
Cuando se desconoce el valor de la precipitación de un determinado mes o afta en una estación, pero
se conoce el valor registrado este mismo mes o ano en algunas otras estaciones que por sus
características -fisiográficas y climatológicas se consideran como representativa de la primera, pueden
estimarse dichas cantidades en función de los valores medios mensuales o
anuales mediante la siguiente relación.
- ecuación
N : Numero de estaciones de referencia.
Fácilmente se puede apreciar que el valor de la precipitación faltante (Px) es estimado como la media
aritmética de los valores registrados en las estaciones A, B y C (PA, PB, PC) corregidos por el factor
Nx/NA,. Nx/NB Y Nx/NC respectivamente donde N se refiere al valor medio del mes o ano faltante y
los subíndices corresponden a las estaciones en mención.
Aplicación: Estimar el valor de la precipitación en el mes de agosto de 1979 en una estación X,
sabiendo que durante ese mes se registraron 68.3 mm en la estación A, 75.6 mm en la B, 71,4 mm
en la C y 80.2 mm en la estación D. Los valores medios para el mes de agosto, en las cinco estaciones
son:
X = 68.7mm, A = 67.3mm, B « 71.2mm. C = 69.0mm, D = 73.7mm.
ecuación
P(x)= 1/4(69.2 + 73.0 + 71.1 + 74.8) = 288.5/4 = 72.1 mm
10.6.4.5 INTERPOLACION LINEAL
Se utiliza para la temperatura o la presión atmosférica, velocidad del viento.
Ejemplo:
Tabla 26. Interpolación lineal.
Número de días
Temperatura máxima
Temperatura mínima
1 2 3 4 5 6 7 8
19 14 14 18 M 19 20 16
7 3 -1 -2 M 1 3 7
Consiste en tomar la media de los datos anterior y siguiente al que falta.
Tmáx. = ½(18+19) = 18.5
T Min= ½(-2 + 1) = -0.5
FÓRMULAS UTILIZADAS EN EL CALCULO DE LA RECTA DE MEJOR ADAPTACIÓN Y EL COEFICIENTE DE
CORRELACIÓN
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GLOSARIO GLOSARIO DE TERMINOS METEOROLOGICOS
Adiabático. Significa literalmente sin intercambio de calor; en;las masas de aire tienen lugar cambios
adiabáticos de temperatura como resultado de los cambios de presión que las expande o las contrae.
Afelio. El momento en el cual la órbita de un planeta está en el punto más alejado del Sol; en el caso
de la Tierra ocurre a primeros de julio.
Aire saturado. Aire cargado de la máxima cantidad de vapor de agua que puede retener a una
presión y temperatura determinadas. El aire saturado tiene una humedad relativa del ciento por
ciento.
Aire superior. En meteorología sinóptica y en observación meteorológica. la atmósfera situada por
encima de los 1000 metros inferiores donde la fricción superficial tiene todavía importancia. No se ha
establecido ningún limite inferior claro, pero suele aplicarse el termino a presiones de alrededor de
850 milibares.
Albedo. La proporción de radiación incidente reflejada directamente por una superficie particular;
acostumbra a expresarse en porcentajes.
Altas presiones. Área de alta presión atmosférica con una circulación cerrada: Un anticiclón.
Altas presiones bloqueantes. Cualquier centro estacionario. de altas presiones, bloqueando
eficazmente la progresión normal hacia el este de los sistemas meteorológicos en las latitudes medias
durante varios días.
Anemómetro. Instrumento para determinar la velocidad del viento.
Anticiclón. Circulación de aire alrededor de un área central de altas presiones, asociado normalmente
con tiempo. estable; la presión va elevándose paulatinamente según se forma el anticiclón y
desciende cuando éste decae.
Bar. Unidad de presión atmosférica equivalente a la presión de 750.062 milímetros de mercurio.
Barómetro. Instrumento para medir la presión atmosférica.
Calorlatente. Calor absorbido cuando un sólido cambia a liquido o un liquido a. gas sin variación de
temperatura, o el calor liberado en las transformaciones inversas.
Célula de Hadley. Sistema de circulación atmosférica que, en ultimo término. distribuye el aire desde
los trópicos a los polos. Mantenida por corrientes de convección a gran escala donde el aire caliente es
reemplazado por aire frío.
Ciclón. Circulación de aire alrededor de un área central de. bajas presiones habitualmente asociada
con tiempo inestable. En las latitudes tropicales puede referirse a una tormenta de grandes
dimensiones que no alcanza, sin embargo, la condición de huracán.
Coalescencia. la unión de dos o más gotitas de agua que colisionan formando una gota única y más
grande.
Corriente en chorro. Vientos relativamente fuertes concentrados en un estrecha zona situada, por lo
general, en la tropopausa.
Cuerpo negro. Superficie que absorbe toda la radiación electromagnética recibida e irradia la máxima
cantidad posible para cualquier temperatura.
Depresión. Área de bajas presiones y tiempo a menudo inestable.
Difusión. Intercambio de sustancia y propiedades de un fluido entre diferentes zonas del mismo
produciendo pequeños y casi aleatorios movimientos en el fluido.
Discontinuidad. Variación rápida del gradiente de la velocidad de variación de presión o de
temperatura en un frente.
Divergencia. Distribución del movimiento del viento que produce una clara salida de aire de una zona
tal como un sistema de altas presiones.
Eclíptica. Plano donde la tierra describe su trayectoria elíptica alrededor del sol.
Efecto de invernadero. Efecto de calentamiento mundial debido a que la atmósfera es más
permeable a la radiación solar de onda corta entrante que a la radiación de onda larga procedente de
la tierra.
Energía cinética. Energía que posee un cuerpo en movimiento a consecuencia de este movimiento.
Equinoccio. Cualquiera de los dos puntos de intersección del recorrido del Sol con el plano del
ecuador de la Tierra.
Escala de Beaufort. Serie de números ideados por el almirante Beaufort en 1806 para señalar la
fuerza del viento desde 0 a 12, fuerza huracanada (esa que ninguna lona puede soportar). la escala se
ha corregido desde 0 a 17.
Escala de Kelvin de temperatura. Escala que empieza en el punto donde en teoría cesa toda la
actividad molecular (-273,16 C).
Estratosfera. Capa superior de la atmósfera que se afirma está "por encima del tiempo": se
encuentra entre la troposfera y la mesosfera, a una altura de 25 a 50 kilómetros respecto a la
superficie terrestre. En esta capa el aire suele ser estable y las temperaturas constantes o
incrementándose lentamente con la altura.
Evaporación. Transformación de liquido a gas.
Exosfera. La parte más exterior de la atmósfera cuyo borde inferior se encuentra a unos 500
kilómetros de altura.
Fenología. Estudio de las veces que se repiten los fenómenos naturales en relación con la condiciones
climáticas.
Foehn o fohn. Viento cálido y seco al abrigo de una cordillera.
Fotosíntesis. Proceso por el que las plantas forman hjdrat05 de carbono a partir de di6xido de
carbono. agua y luz solar.
Frecuencia. Velocidad a la que las crestas de cualquier onda pasan, por un punto dado.
Frente. Zona de transición entre dos masas de aire de diferentes propiedades.
Frente cálido. LImite de una corriente de aire rel8tivamente cálido que avanza desplazando a una
masa de aire frío que retrocede.
Frente polar. Discontinuidad semipermanente que separa los vientos fríos polares del este y los
relativamente cálidos del oeste en las latitudes medias.
Fuerza de Coriolis. Fuerza aparente que desvía el viento o la trayectoria de un objeto en un objeto
en movimiento, haciendo que se curva con respecto a la rotación de la tierra.
Higrómetro. Instrumento para medir la humedad del aire.
Humedad relativa. Relación entre la cantidad de humedad del aire y la cantidad que el aire
contendría a la misma temperatura y presión si estuviese saturado; suele expresarse en porcentaje.
Infrarrojo. Relacionado con la luz Invisible, de una longitud, de onda comprendida entre la luz roja y
las ondas de radio.
Insolación. Radiación solar recibida en la superficie de la Tierra; es un contracción de "incoming solar
radiación" ("radiación solar entrante").
Inversión de la temperatura. Capa de la atmósfera donde la temperatura se incrementa con la
altitud. en oposición a la tendencia normal de disminución de la temperatura con la altitud.
Ionosfera. Capa atmosférica caracterizada por una alta densidad de iones y que se extiende desde
unos 65 kil6metros hasta regiones muy altas de la atmósfera.
Isóbara. Línea que une los lugares con presiones idénticas.
Ley de Buys Vallot. Regla que establece que si un observador está de pie con su espalda hacia el
viento en el hemisferio norte, la presión atmosférica será más baja a su izquierda que a su derecha,
mientras que en el hemisferio, sur, la presión inferior estará a su derecha.
Micra. Unidad de medida equivalente a una milésima de milímetro.
Milibar. Unidad de presión atmósfera que equivale a una milésima de bar (véase bar).
Milla náutica. Unidad de distancia en el sistema náutico, definida internacional mente como 1852
metros a la longitud de un minuto de arco a lo largo de un gran circulo.
Nudo. Milla náutica por hora, unidad de velocidad en el sistema náutico. Una milla náutica equivale a
un sesentavo de grado o un minuto de arco. La milla náutica internacional es de 1852 metros.
Ozono. Forma de oxígeno cuyo símbolo es O3. Es un gas altamente inestable del que hay vestigios en
la atmósfera, en la capa superior la tropopausa.
Placas tectónicas. Teoría que afirma que las principales características de la superficie de la Tierra
son el resultado de la acción entre placas de la litosfera.
Perihelio. Momento en el que la órbita de un planeta está "o más próxima al Sol. En el caso de la
Tierra, ocurre a principios de enero.
Precipitación. Productos de condensación que caen de las nubes como lluvia, nieve, granizo o
llovizna.
Presión atmosférica. Peso por unidad de área de la masa total de aire que existe encima de un
punto determinado; también recibe el nombre de presión barométrica.
Pronóstico numérico. Utilización de modelos matemáticos para obtener pronósticos del
comportamiento de la atmósfera.
Punto de rocío. Temperatura a la que el aire, a presión y, contenido de humedad constante, se
sature.
Radiación. Proceso por el cual la energía procedente del Sol se propaga a través del vacío espacial en
forma de ondas electromagnéticas; es un modo de transportar el calor, como la conducción y la
convección.
Radiación de un cuerpo negro. Radiación electromagnética emitida por un cuerpo negro ideal. Es la
cantidad máxima teórica de energía radiante de todas las longitudes de onda emitida por un cuerpo
negro a una temperatura determinada.
Radiación electromagnética. Energía solar que viaja a través del vacío espacial para alcanzar la
Tierra en forma de ondas electromagnéticas.
Radiosonda. Instrumento transportado por los globos aerostáticos para hacer medidas simultáneas y
transmitir los datos meteorológicos.
Régimen de descenso. Disminución de una variable atmosférica (normalmente la temperatura, a no
ser que se especifique de otra forma) con la altura.
Régimen de descenso adiabático en seco. Proporción a la que se enfría el aire seco con la altura
cuando es obligado a ascender a regiones de presión atmosférica inferior: 1 e por 100 metros. El aire
seco que desciende se calienta a la misma proporción.
Régimen de descenso adiabático saturado. Proporción en, la que disminuye la temperatura de
una parte del aire saturado según se eleva verticalmente y forma gotitas de nube.
Rocío. Gotitas de agua liquida provocadas por la condensación del Vapor de agua del aire como
resultado de un enfriamiento por radiación.
Rocío, punto de. Temperatura a la que el aire, a presión y contenido de humedad constantes, se
debe enfriar para que produzca saturación.
Sobreenfriamiento. Enfriamiento de un liquido por debajo de su punto de congelación sin
transformarse en sólido.
Sobresaturación. Condición del aire cuando su humedad relativa supera el ciento por ciento.
Solsticios. Ocurren dos veces al año, en los momentos de mayor distancia entre el Sol Y el ecuador
terrestre. Puesto que la dirección del eje de la Tierra permanece fija en el espacio, el Sol da la
sensación de moverse hacia el norte y el sur en el transcurso de nuestra trayectoria a su alrededor; el
solsticio de verano acontece cuando el Sol está aparentemente en su posición más septentrional, el 22
de junio. Entonces el Sol es situado directamente encima, a la latitud de 23° 27'N. La línea que une
todos los puntos con esta latitud se llama Trópico de Cáncer, Seis meses después llega al solsticio de
Invierno, el 22 de diciembre, cuando el Sol está en el punto más al sur, colocado directamente
encima, en una latitud de 23°27'S, a lo largo del, Trópico de Capricornio.
Sublimación. Proceso por el cual un gas se transforma en sólido o un sólido a gas sin pasar por el
estado de liquido.
Temperatura de termómetro húmedo. Temperatura indicada por un termómetro refrigerado por
evaporación de agua en la ampolla.
Temperatura media. Media de toda una serie de temperaturas observadas durante un periodo de
tiempo.
Termosfera. La capa más externa de la atmósfera donde la temperatura se incrementa regularmente
con la altura.
Tifón. Fuertes tormentas tropicales en el Pacifico occidental similares en estructura a los huracanes.
Tropopausa. Límite entre la troposfera y la estratosfera; normalmente marcada por un abrupto
cambio en el régimen de descenso hacia el modelo más estable.
Troposfera. Los 10 a 20 kil6metros más bajos de la atmósfera, de la Tierra, caracterizados porque la
temperatura desciende con la altura.
Ultravioleta. Relativo a la luz invisible por una longitud de onda más corta que la luz visible pero más
larga que la de los rayos X.
Vapor de agua. Humedad atmosférica en la fase gaseosa invisible.
Viento geostrófico. Viento horizontal obtenido cuando sólo se toman en cuenta las diferencias de
presión atmosférica y la fuerza de Coriolis.
Viento solar. Flujo de partículas procedente del Sol; representan la expansión de la corona.
Zona de Convergencia intertropical. Eje a lo largo del cual los vientos alisios del nordeste del
hemisferio norte encuentran a los vientos alisios del sudeste del hemisferio sur.
Zona de subducción. Área donde la placa oceánica se mete debajo de una placa continental dentro
de la astenosfera. Las fosas oceánicas son la expresión superficial de una zona de subducción.