procesos y modificaciones del clima
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LOS PROCESOS Y MODIFICACIONES DEL CLIMA
1- La transferencia del calor y el clima
Se puede afirmar que la atmósfera esta cambiando constantemente y que, el clima está elaborado por esta continua variabilidad. Esto se debe a que la atmósfera es un sistema físico que reacciona a las condiciones cambiantes de la insolación, la nubosidad, el viento, la evaporación, la condensación y a la transferencia de calor que estos factores producen.
La Tierra y la atmósfera juntas pueden considerarse como un sistema sometido en todo momento a la radiación de la energía solar. En el capitulo VIII de la publicación “Ciencias de la Tierra” se da una descripción completa de la variación diaria y estacional de la insolación en la superficie de la Tierra.
Por supuesto, la misma cantidad de energía que absorbe el sistema Tierra – atmósfera debe ser disipada por la radiación que emite la tierra, pues, de otro modo, la temperatura del sistema cambiaria continuamente. Esta es la forma en que debe comportarse cualquier sistema físico. Si, durante un periodo determinado de tiempo, la cantidad de energía recibida (entrante) es mayor que la perdida (saliente), el exceso debe almacenarse en el sistema. A menos que esta energía almacenada se transforme en otra forma de energía, se producirá una elevación de la temperatura de dicho sistema.
Esto se demuestra en la figura 1.
Figura 1. – El cambio de temperatura es la respuesta de un sistema cuando el flujo entrante y el saliente de energía no están equilibrados.
FLUJO SALIENTE DE ENERGIA
SISTEMA FISICO
ALMACENAMIENTO DE ENERGIA
AUMENTANDOTemperatura subiendo
FLUJO ENTRANTE DE ENERGIA
(a)
SISTEMA FISICO
ALMACENAMIENTO DE ENERGIA
DISMINUYENDOTemperatura descendiendo
FLUJO SALIENTE DE ENERGIA
FLUJO ENTRANTE DE ENERGIA
(b)
Si la ganancia de energía es menor que la pérdida, la temperatura desciende. Cuando los flujos de energía entrante y saliente son iguales, la temperatura permanece invariable.
El clima de un lugar dado viene determinado, en gran parte, por los cambios y variaciones de los flujos de energía entrante y saliente, en el sistema físico constituido por la superficie de la tierra, el suelo o el agua que se hallan debajo de esta superficie y las capas de aire que se encuentran sobre la misma. El clima también esta afectado por el flujo de energía de un lugar a otro la superficie; esto se efectúa en parte por medio del aire que fluye entre los dos lugares y en parte por medio de las corrientes oceánicas que también transportan grandes cantidades de calor.
En el párrafo 8.12 del volumen “Ciencias de la Tierra” se describe la advección de calor de calor entre las regiones ecuatoriales y polares. Pero la advección de esta energía que fluye tiene lugar también a distancias mucho más pequeñas e influye por lo tanto en el clima de los lugares por donde pasa.
De esta forma, el clima de un lugar es el resultado neto de un conjunto de procesos de transferencia de calor, que actúa constantemente distribuyendo el exceso del mismo de algunos sitios a otros donde hay déficit.
Los lugares que tienen exceso de calor y los que tienen déficit en cualquier momento, vienen determinados no solamente por los factores climáticos (véase la sección 1.1.4), sino también por los resultados de estos procesos de transferencia de calor en la propia atmósfera. Así, el flujo de calor en un momento dado, desde un sitio con exceso a otro con déficit, responden por una parte a los resultados del flujo de calor que tuvo lugar algunos momentos antes y por otra parte a los factores a que han permanecido invariables durante ese tiempo.
El continuo flujo entrante, almacenamiento, transferencia y flujo saliente de calor son las bases físicas del clima de un lugar. Se comprende mejor esta complejidad estudiando separadamente cada uno de los diversos procesos de transferencia de calor y examinando después sus influencias recíprocas.
2. La física de la transferencia de calor
En los párrafos 7.3 y 8.1 del volumen “Ciencias de la Tierra” y en los párrafos 3.1 y 3.3 del volumen “Meteorología” se describieron los principales procesos de transferencia de calor que intervienen en el clima. Son los siguientes: radiación, conducción, advección-convección y transformación de calor latente. Como repaso, se describirán nuevamente.
Radiación Es el nombre dado tanto a la energía calorífica transferida por un cierto proceso como al proceso mismo. Así, por ejemplo: decimos que la radiación solar (energía calorífica se transmite por el proceso de radiación desde el sol a la tierra. Esta transmisión de calor por radiación no requiere medio físico (el vació están bueno como el aire) entre la fuente de energía y el receptor o sumidero.
Cualquier cuerpo natural que no este en el cero absoluto de temperatura tiene moléculas en movimiento y algo de esta energía cinética molecular se transforma en radiación del cuerpo. Los cuerpos muy calientes, como el sol radian energía en longitudes de onda que pueden ser visibles. La llamamos radiación solar o algunas veces luz.Los cuerpos que están fríos, cerca de la superficie de la tierra, también radian energía en longitudes de onda que no podemos ver, pero que podemos sentir. La llamamos radiación terrestre o radiación infrarroja o algunas veces simplemente “calor”.
Así, como muestra la figura 2, el calor se transfiere desde el cuerpo más caliente al más frio. Aunque cada uno radia energía hacia el otro, el intercambio neto es desde el más caliente hacia el más frio.
Figura.2- El intercambio neto de calor radiante va desde el sistema más caliente al más frío.
La conducción es la transferencia de calor desde una molécula a la próxima y luego a la siguiente, y así sucesivamente a lo largo de una trayectoria a través de la sustancia que constituye el cuerpo. Visto esto a escala molecular, una molécula transfiere algo de su energía cinética (medida por la temperatura) a la molécula vecina, la cual a su vez pasa algo de su energía cinética a la primera molécula.
Figura.3.- Transferencia de calor por conducción de molécula a molécula
MATERIA MAS FRÍA
MATERIA MAS CALIENTE
Transferencia de calor radiante
Intercambio neto del cuerpo más caliente al cuerpo más frio
Molécula A
Molécula B
50 unidades de calor
30 unidades de calor
10 unidades
6 unidades
A B
A B
50-10+6=46 30+10- 6=34
Después de la trasferencia, a pasado más energía de la molécula mas caliente a la mas fría (la mas rápida a la mas lenta) que en la otra dirección. Así, a menos que se produzca otra transferencia de calor en la que intervengan moléculas distantes de estas dos, estas últimas tendrán después de la transferencia sus temperaturas más iguales. De hecho, cuanto mayor sea la diferencia inicial de temperatura entre las dos, mayor será la cantidad neta de calor transferido. En la figura 3 se muestra esta transferencia molécula- molécula
Por lo dicho anteriormente, la cantidad de calor transferido por conducción es proporcional a la diferencia de temperaturas entre los don extremos de la trayectoria a lo largo de la cual se efectúa la transferencia.
La convección Es la transferencia de calor de un grupo de moléculas a otro. Cada grupo de moléculas actúa como una unidad semejante a una gran molécula y la transferencia neta se produce de la misma manera que la descrita anteriormente para las moléculas individuales. Normalmente se utiliza el término convección para definir el proceso físico mediante el cual una masa de aire al ser calentada en superficie, se eleva por diferencia de densidad con el aire que la rodea, transportando energía al interior de la atmósfera. En la figura 4 se ilustra la forma en que se produce esta transformación convectiva de calor.
Para que las moléculas se muevan de forma organizada en grupos, no deben pertenecer a sólidos sino a fluidos. Tanto los gases como los líquidos son fluidos. El aire de la atmósfera es, por lo tanto, un fluido y también lo es el agua de la superficie de la Tierra.
Así, aunque la conducción pueda producirse entre las moléculas de un sólido, la convección no. La advección es un proceso análogo a la convección, excepto para los meteorólogos, que utilizan el primer término para la transferencia horizontal del calor y el último para la transferencia vertical del mismo. Una parte del calor es transferido por ambos procedimientos, tanto en la atmósfera como en los océanos.
Figura .4- La convención es la transferencia de calor de un grupo de moléculas a otro
Intercambio parcial de moléculas
10 Moléculascalientes
8 Moléculasfrías
10 Moléculascalientes
10 Moléculasfrías
8 Moléculascalientes
10 Moléculasfrías
10 Moléculascalientes
10 Moléculasfrías
Hay un cuarto proceso de transformación de calor que, en algunas circunstancias, es el más importante de todos. Cuando el agua se evapora, necesita energía para pasar del estado líquido al gaseoso. Esta energía (calor latente de evaporación) se almacena en las moléculas de vapor en forma de movimiento mucho más rápidos que los que tenían las mismas moléculas cuando estaban en estado líquido.
Mas tarde, cuando el vapor se condensa por cualquier causa el calor que fue almacenado en las moléculas durante el proceso de evaporación es liberado al volver al estado liquido.
Si sucede que las moléculas se han trasladado entre el momento de evaporación y el de condensación, el calor almacenado en ellas ha sido transportado junto con las mismas. Esta forma de transferencia se llama del Calor latente.
3. Concepto del balance de energía
Ya fue mencionado anteriormente que el flujo entrante y el saliente de energía en un sistema eras igual a la energía almacenada en el mismo. En forma de ecuación, el concepto del balance de energía expresa simplemente el principio de la conservación de la energía.
Para un sistema específico y durante un periodo de tiempo determinado:
Energía = Energía + Energíarecibida emitida almacenada
Como ya se ha visto, existen varios procesos por los cuales la energía puede entrar o salir: Radiación, convección-advección, conducción y trasferencia de calor latente.
En general, el contenido de calor de un sistema (el resultado neto del almacenamiento durante todos los anteriores periodos de tiempo), es proporcional a la temperatura del sistema. Un sistema caliente tiene una cantidad mayor de calor almacenado en sus moléculas que si estuviera más frío. Sus moléculas se mueven más rápidamente y de este modo el termómetro indicara una temperatura más alta.
Si durante un determinado periodo de tiempo, sale del sistema mas flujo de calor que el que entra, el almacenamiento se agotara y la temperatura registrará una caída como muestra la figura 2.1 (b).
Cuando en el sistema haya materia viva, entonces algo de energía adicional distinta de la indicada por la temperatura se almacenara en el sistema. Esta energía se almacena en los enlaces químicos de la materia viva y por lo tanto no afecta a la temperatura. En general la cantidad total de energía almacenada en la materia biológica es una pequeña fracción de la energía total contenida en el sistema de un momento determinado (a los mas 5% y mas comúnmente 2% aproximadamente).
Un metro cúbico de bosque contiene más materia viva que un metro cúbico de pradera, pero la temperatura del bosque no es mucho más alta que la de la pradera.
Ocasionalmente puede ser más alto o más bajo, pero por razones que poco tienen que ver con la masa total de sus materiales. Así, la energía en forma de calor (la vibración de las moléculas) es la indicada por la temperatura del sistema.
Figura 2.5- En continuo intercambio de calor con su medio, un sistema se acerca al equilibrio. El intercambio es menos rápido cuando el equilibrio está próximo.
Medida a temperatura constante con 100 unidades de contenido de calor
Sistema frió que empieza con 50 unidades de contenido de calor
-30
+15
-10
+5
-20
+10
30% * 100 = 30 unidadesTransferencia radiante: 30%
30% * 50 = 15 unidades
10% * 100 = 10 unidadesConducción: 10% de unidades
10% * 5 = 5 unidades
20% * 100 = 20 unidadesConvección: 20% de unidades
20% * 50 = 10 unidades
¿Intercambio calor latente?
+30
-15
+10
-5
+20
-10
-30
+24
-10
+8
-20
+16
30% * 100 = 30 unidadesRadiación: 30%
30% * 80 = 24 unidades
10% * 100 = 10 unidadesConducción: 10% de unidades
10% * 80= 80 unidades
20% * 100 = 20 unidadesConvección: 20% de unidades
20% * 80 = 16 unidades
¿Intercambio calor latente?
+30
-24+10
-8
+20
-16
El medio continúa con las 100 unidades de contenido de calor
Ganancia neta de 30 unidades. El sistema tiene ahora 80 unidades de
calor
El medio continúa con las 100 unidades de contenido de calor
Ganancia neta de 12 unidades. El sistema tiene ahora 92 unidades de calor
Y así sucesivamente, hasta que el intercambio neto de calor sea cero en el
equilibrio
La temperatura representa la energía cinética media de las moléculas que componen una sustancia. El contenido del calor representa la energía cinética total de las moléculas que componen el cuerpo o la sustancia.
La temperatura controla la cantidad y dirección de transferencia de calor entre sistemas. El contenido de calor no determina la dirección de la transferencia. Entonces, la energía calorífica, independientemente de la masa, será transmitida de los cuerpos con mayor temperatura a los más fríos.
Los procesos de radiación producen una transferencia neta de calor de los cuerpos más calientes a los más fríos. Los procesos de conducción y convección producen también una transferencia neta de calor en el mismo sentido, que la radiación. El flujo de energía de calor latente no necesariamente se da del sitio mas caliente al más frío, en este caso deben tenerse en cuenta otras cuestiones. Es verdad que la cantidad de calor latente que sale de un sistema es proporcional a la temperatura del mismo y que en un aire de características dadas, la velocidad de evaporación es mayor a partir de una superficie de agua caliente que cuando la superficie esta fría. La velocidad de condensación (proceso contrario a la evaporación, donde hay entrega de calor latente desde el gas que se condensa), es mayor en superficies frías que en calientes.
Así, la temperatura de un grupo determinado de moléculas, que llamamos un “Sistema”, se parece un poco al balance de una cuenta de banco o a la cantidad de moneda que contiene un bolso. Es el resultado neto de un gran número de transacciones efectuadas en muchos periodos de tiempo. De ahí que el nombre “Balance” se aplique al concepto que sa ha discutido en este texto. Los términos balance de energía y energía total resultante se refieren al mismo concepto.
A estas alturas, el lector ya se habrá dado cuenta de la naturaleza autorreguladora del balance de energía de un sistema. Por ejemplo: supóngase que un sistema esta en presencia de un medio circundante más caliente que tiene una temperatura constante; debido a que el medio es más caliente, habrá una transferencia de energía calórico al sistema desde el medio que la rodea. El calor almacenado en el sistema aumentara y por lo tanto la temperatura del mismo se elevara como muestra la figura 5. en dicha figura debe considerarse el medio como otro sistema, pero su contenido de calor se mantiene en cien unidades por unos procesos internos que no se expondrán aquí.
A medida que la temperatura del sistema se eleva, emitirá más energía radiante y por lo tanto aumentara el flujo saliente de energía. Cuando el sistema se hace menos frio con relación a su medio (la diferencia de temperatura del sistema- medio se hace mas pequeño), se transfiere menos energía por convección y conducción, los cuales se producen a una velocidad que es proporcional a la diferencia de temperatura: así, con un gran flujo saliente de radiación y con un flujo entrante de convección y conducción más pequeño, el almacenamiento de calor en el sistema cambia más lentamente y por lo tanto la temperatura del mismo sube mas despacio.
Eventualmente, el equilibrio entre el flujo entrante y el saliente se lograra a cierta temperatura de equilibrio para el sistema. Esta temperatura de equilibrio no necesita ser la
misma que la del medio; pero, mientras la temperatura de este no cambie, tampoco lo hará la temperatura del sistema.
La temperatura de equilibrio esta relacionada con las propiedades del medio, incluyendo su temperatura, y con las propiedades del sistema. Mientras el medio no cambie, el sistema tendrá siempre la misma temperatura de equilibrio. Si temporalmente se caliente o se enfría por alguna causa volverá rápidamente a la temperatura de equilibrio.
2.4 El equilibrio de energía y la variabilidad atmosféricaSi cambia las condiciones del medio, entonces el sistema que esta dentro de el tendrá un nuevo equilibrio de contenido de energía, hacia el cual el sistema tendera a cambiar. Si las condiciones del medio varían continuamente, el equilibrio del contenido de energía del sistema también estará continuamente cambiando.
El sistema actuara como si estuviera “buscando el conjunto de valores correctos de sus elementos (cambiando constantemente en un intento de alcanzar un equilibrio entre el flujo de energía entrante y el saliente). Esta idea se muestra en la figura 6
Fig. 6 .Un sistema buscando la respuesta a los cambios de energía del medio que le rodea
Si el sistema esta formado por los materiales del suelo (rocas, tierra y agua) de una porción de superficie terrestre y por la capa inferior de la atmósfera que se halla precisamente sobre esta superficie, y si el medio consiste en una región mayor de la atmósfera y las porciones próximas de la superficie de la tierra, entonces la “búsqueda” emprendida por este sistema produce la variabilidad que constituye el clima del mismo.
Como se ha visto en los párrafos anteriores, los sistemas cuyo clima se esta discutiendo mantienen esa búsqueda de equilibrio de energía, primeramente aumentando y luego
Modificación del medio
Sistema buscando la respuesta
Límites de la búsqueda que se pueden predecir
disminuyendo su flujo saliente de energía sobre el cual tiene control, para procurar igualar el cambiante flujo de energía entrante (proveniente de su medio) sobre el cual tiene poco o ningún control.
Los diferentes procesos de transferencia de calor (radiación, conducción, convección, advección y transferencia de calor latente), son todos ellos variables y todos dependen más o menos principalmente de la temperatura del sistema. Al cambiar el flujo entrante y el saliente de energía, las nubes, la lluvia, el viento, la humedad, la temperatura (los principales elementos climatológicos) también cambian tomando parte en la búsqueda, siempre cambiante, del equilibrio de energía.
Obsérvese en la figura 2.6 que los cambios en el medio son, en su mayor parte, regulares y se pueden predecir. Estos cambios son los resultados de los ciclos de día y noche y de verano e invierno. Su variación es casi exactamente la misma de un día al siguiente y de un año al siguiente, y producen en el sistema una parte de su variabilidad ( en su búsqueda “búsqueda”), la cual también puede predecirse.
Pero el conjunto de la tierra y la atmósfera con un infinito variedad de superficies y cada porción de superficie intentando alcanzar el equilibrio de energía, forma un medio tan complejo que no se puede predecir toda la variabilidad de un lugar. La búsqueda no es nunca completamente igual de un día al siguiente o de un año al siguiente. Siempre hay una parte de variabilidad impredecible.
Sin embargo, aunque la respuesta de un lugar a los cambios de su medio no se puede predecir exactamente, los límites dentro de los cuales estará comprendida esta respuesta se pueden predecir muy y están representados en la figura 6 por las líneas de trazos. Las variaciones del sistema raramente salen fuera de estos límites pero, en tal caso, solo en cortos periodos de tiempo.
Para muchos fines, conocer el intervalo de variación de ciertos elementos climatológicos es casi tan útil como conocer sus valores exactos en cada instante. Para otros fines, conocer el intervalo de variabilidad es realmente mejor que la predicción horaria. En este reside el valor de la climatología y, por lo tanto, el de unos buenos datos climatológicos obtenidos por observadores competentes con instrumentos apropiados.
5 Las escalas de tiempo y de espacio.
Ya se ha hecho mencionar de los diferentes períodos de tiempo que están asociados a los distintos procesos y a sus consecuencias o resultados, en la atmósfera. Por ejemplo la velocidad del viento racheado cambia en cuestión de segundos. La nubosidad generalmente experimenta cambios significativos en cuestión de horas. El paso de una depresión es también cuestión de horas; mientras que los cambios estaciónales, de varios meses.
Hay otros fenómenos climáticos y del tiempo cuya duración es de años, décadas, siglo e incluso milenios. Estos serán discutidos mas tarde. Además de las escalas de tiempo los meteorólogos y climatólogos disponen de escalas espaciales o de dimensiones con las que consideran y a las que refieren los procesos y acontecimientos meteorológicos.
Los acontecimientos que suceden dentro del alcance visual de un hombre de pie en un legar se llama de microescala (del griego “micro”, pequeño). Aquellos fenómenos que se producen sobre áreas demasiado grandes para ser vistos (por ejemplo: sobre áreas del tamaño de una gran nación o de un continente) se llaman de macroescala o de escala sinóptica (del griego” macro”, grande).
Hay procesos y acontecimientos atmosféricos que son locales, lo que significa que tienen lugar a una escala más pequeña que los mapas del tiempo; pero que son mas grandes 1que los que puede ver un hombre del pie. Del griego “meso”, que significa medio, toman el nombre de mesoescala.
Los procesos y fenómenos que son tan grandes como la misma atmósfera se llaman hemisféricos o globales. En la tabla 1 se resumen los limites del tiempo y espacio que generalmente van asociados a las diferentes escalas meteorológicas y climatologicas. Claro esta que esta que estos limites son más bien amplios. Esto es, los nombres no son términos precisos.
También es verdad que algunos climatólogos y meteorólogos no están de acuerdo con uno o varios de los detallados en la tabla. Sin embargo, hay conocidos procesos, fenómenos y acontecimientos que están asociados a escalas de espacio y de tiempo apropiados y que tienen nombre que son familiares para los que trabajan en la ciencia de la atmósfera.
Tabla 1- Resumen de las escalas atmosféricas de espacio y de tiempo
Nombre de la escala
Tiempo de la escala Escala horizontal Escala vertical
Microescala 1 segundo a 1 hora 1 mm a 1 km 1 mm a 10 mMesoescala 1 hora a 12 horas 1 km a 100 km 10 m a 1 kmMacroescala 12horas a 1 semana 100 km a 104 km 1 km a 20 kmEscala global 1 semana o más 104 km a globo 20 km a 100 km
Como ejemplo de los fenómenos de microescala están: el exceso de calentamiento y de enfriamiento sobre las fachadas opuestas de un edificio; con aire en calma, la evaporación del agua de un estanque o la turbulencia mecánica originada por un grupo de árboles.
Los procesos de mesoescala producen tormentas y tornados, brisas de mar y tierra, y la formación de nubes lenticulares en la cima de montañas aisladas.
Los fenómenos sinópticos de macroescala son las depresiones móviles y sus sistemas frontales, la precipitación regional que resulta del ascenso orográfico del aire sobre una cadena de montañas o los monzones en varias partes del mundo.
Finalmente, los fenómenos a escala global son los cambios de estación que se producen sobre el globo entero al mismo tiempo, los cinturones de viento, las zonas frontales de la
circulación general y los intercambios radiactivos de energía con el espacio que rodea la tierra.
Hay dos cosas principales que recordar sobre estos procesos y sus resultados a diferentes escalas. Primeramente, los resultados de los procesos de una escala mas pequeña no se manifiestan claramente si existe una actividad fuerte en cualquier escala supe5rior. Por ejemplo, la circulación de una brisa de mesoescala no puede llegar a desarrollarse completamente durante el paso de un sistema tormentos de macroescala.
La segunda cosa importante que hay que recordar es que las variaciones del clima de un lugar vienen determinadas en gran parte por la relativa frecuencia con que se produce otro fenómeno de escala más importante. Usando el mismo ejemplo, el clima de una estación costera que tiene el sistema de brisas – mar y tierra la mayor parte de los días del verano, será completamente diferente del de otras estación costera si esta ultima esta situada en una trayectoria de temporales. En el primer caso, el fenómeno de mesoescala (brisa-mar y tierra) se produce a menudo porque el fenómeno de macroescala (paso de presiones) ocurre raras veces. En el segundo caso sucede todo lo contrario
6- influencia física de los factores climáticos
A pesar de las condiciones atmosféricas continuamente cambiantes de un lugar, muchas de las cuales no se pueden predecir, excepto entre determinados límites, hay factores climáticos que no experimentan cambios horarios, diurnos ni anuales: la parte que se puede predecir de las variaciones atmosféricas de un lugar se relaciona principalmente con estos factores climáticos relativamente constantes.
Estos factores tienen una gran influencia en cuestiones tale como la importancia relativa de los fenómenos de mesoescala, comparados con los fenómenos de microescala y en la magnitud de varios procesos de transferencia de calor que determinan el flujo entrante de energía de la radiación solar.
Cada uno de estos factores juega su papel en la determinación del clima de un lugar, participando en los procesos de transferencia de energía y calor que se ocupan de la búsqueda constante en el equilibrio energético en el lugar. Todos estos factores influyen más o menos en la determinación del clima.
6.1 Influencia de la latitud:
Como se explicó, la latitud de un lugar determina muchos procesos relacionados con el sol y con la insolación o la recepción de la radiación solar. Así, por ejemplo, determina, para una fechan dada, las horas de orto y ocaso, y por lo tanto la duración del día y la noche; también la dirección en la cual se vera el sol en el horizonte en el momento de salir o de ponerse; así mismo, donde se encontrara el sol en el cielo en un momento de un determinado día y por lo tanto la altura del sol al mismo día.
90° 90°SOLSTICIO VERANO
80° 80°
70° 0 0 70°
60° 200 200 60°
50° 50°
40° 400 1000 400 40°
30° 600DECLINACIÓN DEL SOL
600 30°
20° 20°
10° 800 800 10°
0° 0°
10° 800 10°
20° 600 20°
30° 30°
40° 400 40°
50° 50°
60° 1000 200 1000 60°
70°0
70°
80° 80°
90° 90°
EN FE MA AB MA JU JU AG SE OC NO DI
Figura 7- Variación de la radiación solar recibida sobre una superficie horizontal en ausencia de atmósfera, en función de la latitud y de la época del año. Las unidades son cal/cm², día (1/ días)
Nota sobre las unidades La unidad fundamental de energía (sea cual fuere su forma) es el julio (J); habrá que evitar el uso de la caloría, que actualmente ha sido abandonado; sin embargo, la caloría y el langley, que de ella se deriva, se utilizan todavía corrientemente para la radiación. Varias calorías han sido definidas, pero en la práctica se pueden despreciar las diferencias existentes entre esas distintas unidades. Los valores equivalentes en julios de las calorías más frecuentemente utilizadas, así como los valores de langley, son los siguientes:
Caloría definida en el internacional Steam Table (caloría IT): 1 cal IT = 4.1868 J
Caloría definida como la cantidad de calor necesaria para elevar un grado la temperatura de un gramo de un cuerpo cuyo calor de masa es igual a la del agua a 15ºC bajo la presión atmosférica normal (cal 15): Un cal 15 = 4.1855 J
1 langley (ly) = 1 cal15 /cm ² = 4.1885 x 10 4 J / m 2
La figura 7- muestra el total diario de energía solar que caería sobre una superficie horizontal en cada latitud de la tierra y en cada día del año, si no hubiera atmósfera. La
SOLSTICIO INVIERNO
EQUINOCCIO PRIMAVERA
EQUINOCCIO OTOÑO
presencia de la atmósfera, por supuesto, disminuye la energía solar que pasa a través (menos cuando el cielo está claro y más cuando hay nubes presentes).
Debido a que la tierra esta un poco más cerca del sol en enero que en junio, el máximo de energía recibida en el hemisferio sur es ligeramente mayor que el del hemisferio norte.
En la figura 7- se muestra claramente la importancia que tiene la latitud como elemento básico determinante del clima de un lugar: el flujo entrante de energía solar se invierte continuamente en flujo saliente distribuido entre los distintos procesos de transferencia de calor: radiación de onda larga, conducción, convección y evaporación-condensación.
Las variaciones del clima solar y por lo tanto los contrastes entre las estaciones, son mucho mayores en latitudes altas (cerca de los polos). Además de los cambios estaciónales en el total diario de energía solar existentes importantes cambios horarios relacionados con la altitud.
50° LATITUD
H
E
M
I
S
F
E
R
N
O
R
T
E
E
F
MARZO
0 J
A
SEP
H
E
M
I
S
F
E
R
S
U
R
JUN
1
DIC
SEP MAR
DIC JUN
0 06 12 18 0
30° LATITUDH
E
M
I
S
F
E
R
N
O
R
T
E
E
F
MARZO
1 0 J
A
SEP
H
E
M
I
S
F
E
R
S
U
R
JUN DIC
SEP MAR
DIC JUN
0 06 12 18 0
HORA DEL DIAFigura 8- Variación de la hora de salida y puesta del sol (0), del comienzo de la insolación eficaz (1) y de la intensidad máxima anual (Δ) de la luz solar en ausencia de atmósfera con relación a la época del año en tres latitudes. las unidades son cal/cm² min, (1y/min)
La figura.8- nos muestra ejemplos escogidos de la variación horaria de la energía solar para diferentes latitudes, sobre una superficie horizontal, en ausencia de cualquier atenuación
1,80
SALIDA
SOL
PUESTA
SOL
1,98
SALIDA
SOL
PUESTA
SOL
por parte de la atmósfera. En la figura 2.7- las líneas estaban numeradas con la cantidad total de calorías por cm² y día (por ejemplo, alrededor de 800cal/cm²/día en el Ecuador el 21 de junio); sin embargo, en la figura 2.8-, las líneas están numeradas en calorías por cm² y minuto para resaltar las variaciones horarias de la radiación solar.
En la figura 8- esta divida en tres partes. Una es para una latitud próxima al Ecuador: 10º. Otra es para una latitud subtropical: 30º. La parte superior es para una latitud mayor: 50º.
En el lado izquierdo de cada cuadro de la figura esta la escala `por meses en el hemisferio norte, mientras que en lado derecho figura la misma escala para el hemisferio sur.
Al examinar la figura 2.8- se observan inmediatamente algunas peculiaridades. Primeramente, la variación de la duración del día entre verano e invierno aumenta a medida que nos acercamos a los polos. Esto coincide exactamente con la información que proporciona la figura 2.7. en segundo lugar, la intensidad de la luz del sol en su máximo anual (indicada con los rombos numerados en su parte inferior) varia mucho menos con la latitud.
Incidentalmente, sin una atmósfera que la atenué, la cantidad de energía recibida sobre una superficie perpendicular a los rayos del sol se denomina constante solar. Es igual a dos calorías por cm² y minuto, y es la base de comparación para la mayor parte de los cálculos y medidas de la intensidad de la radiación solar. Así, pues, dos veces al año esta directamente encima de los 10º de latitud.
La tercera observación de la figura 8- es que la duración de la insolación eficaz cada año varía bastante con la latitud. En la figura, el comienzo de la insolación eficaz se tomo arbitrariamente, como el momento en que la intensidad aumenta por encima de la mitad del valor de la constante solar, ósea un cal/cm²/min y esta señalado con líneas marcadas con “1”.
Una vez mas se ven las figuras 7 y 8 la importancia que la latitud de un lugar tiene para determinar la fuente básica de energía del clima de ese lugar, ósea la energía radiante del sol que llega cada momento al mismo.
6.2- Diferencias térmicas entre la tierra y el agua
Las diferencias de temperatura entre las superficies de la tierra y del mar ya han sido tratadas en el párrafo de “Meteorología”. Debido a que la tierra (es decir rocas y suelos) tiene un calor especifico y una conductividad térmica baja, la mayor parte del calor que esta absorbe del sol permanece almacenado en la capa superficial durante el día, par a luego perderlo otra vez rápidamente en la siguiente noche.
El gran calor especifico del agua, unido a la posibilidad de la misma para transportar rápidamente calor a su interior por convección, actúan juntos evitando que el calor permanezca cerca de la superficie y protegiendo de esta forma la temperatura del agua superficial de los grandes cambios entre el día y la noche. Además el agua es traslucida,
mientras que el suelo no. Así, pues, parte de la luz del sol es realmente absorbida por el agua situada debajo de la superficie en los sistemas acuosos. También la superficie del agua se enfría constantemente día y noche por evaporación, a un ritmo que es el máximo compatible por las condiciones dadas en la temperatura del aire y del agua. Viento y humedad atmosférica.
Por estas razones la temperatura de la superficie del agua varia mucho menos entre el día y la noche, y entre le invierno y el verano, comparada con la superficie de la tierra en la misma latitud.
Puesto que el clima existe en cualquier parte de la tierra, también los lugares que siempre están cubiertos por agua, por ejemplo, en medio de un gran océano, tendrán un clima. Por lo tanto, se debe esperar encontrar menos variabilidad de temperatura durante el año en una estación oceánica (o en un lugar del océano tal como un barco ligero)n que en una estación terrestre en la misma latitud.
La figura 9- muestra el valor de la variación de la temperatura, en grados Celsius, entre la época del año mas calida y la mas fría para cada lugar de la tierra. En cualquier latitud que se elija (a excepción quizá del Ecuador), se vera que las diferencia son mayores en la tierra que en los océanos centrales. A medida que el lugar considerado se aleja del litoral, mayor será la variación anual en tierra y menor sobre el agua.
Así, en la figura 9- se puede ver el importante efecto que produce en el clima el hecho de que un lugar sea oceánico o continental.
Figura.9- Oscilación anual de la temperatura media, ósea diferencia entre la temperatura media del mes más cálido del mes mas frió
6.3- La influencia de la distancia al litoral
Se acaba de señalar que las variaciones de temperatura entre el día y la noche y entre verano a invierno, son mucho mayores sobre la tierra que sobre el mar. Al examinar la figura 9- también se había dicho que estas variaciones de temperatura son tanto mayores cuanto mas se penetre en el interior del continente y menores al alejarse hacia al mar.
Cuando los vientos estaciónales soplan de mar a tierra, durante la época en que el sol esta alto (verano), trepan aire mas frío ala estación terrestre, mientras en la época en que el sol esta bajo (invierno) traerán aire mas calido a la estación en tierra. Así, pues, una estación terrestre cercana a un literal importante tendrá menos variación de temperatura cuanto más próxima este a dicho litoral.
Una estación cercana la costa que recibe aire oceánico también tendrá probablemente un clima más húmedo que otra mas alejada tierra adentro. El aire oceánico procedente del mar en cualquier época del año, es generalmente húmedo y tiende a convertir en húmedo el clima de la cercana estación costera. Aunque no se den todas las condiciones precisas para producir precipitación en la cercana estación costera, por lo menos este aire oceánico húmedo contribuye a reducir la evaporación.
Al medir la distancia desde una estación al litoral, para conocer como afecta el clima del lugar, es preciso medir al distancia recorrida por el aire desde que abandona el litoral hasta que alcanza la estación. La figura 10 nos indica que esta distancia a lo largo de la trayectoria del aire puede no ser la distancia mas corta desde la estación al litoral.
En cualquier caso, los valores normales de los elementos climatológicos, temperatura y humedad, dependen en gran parte de la situación del lugar respecto a los vientos costeros.
Figura 2.10- La distancia de una estación al litoral se determina por la trayectoria de las corrientes aéreas.
6.4. La influencia de la topografía
La topografía juega un papel en la determinación del clima de un lugar de dos formas principales. Primeramente, el lugar puede estar más o menos expuesto a la radiación solar (es decir, más o menos soleado), lo que depende de la combinación de la latitud, de la pendiente y de la dirección de la vertiente.
En segundo lugar, el clima esta afectado por la situación del lugar con respecto a la principal cadena montañosa y por la orientación de las cordilleras cercanas.
Los efectos de la topografía en la insolación de un lugar se deben a factores de micro y meso escala, mientras que los efectos de la cordillera en el clima son debido a factores de macroescala o escala sinóptica. Véase como es esto.
Estación
Mar
Trayectorias del viento
Tierra
La combinación de la pendiente y la dirección de la vertiente definen el aspecto de un lugar. La pendiente de un terreno se mide, por supuesto, con respecto a la horizontal. Así, pues, una pendiente de 5º quiere decir que esta inclinada 5º respecto de la horizontal.
La mayor pendiente posible es una cara vertical ósea 90º de inclinación.
También se expresan las pendientes en tanto por ciento; así, una pendiente del 15% es aquella en la cual la superficie de la vertiente asciende (o desciende) 15 unidades por cada 100 de distancia horizontal. Una pendiente del 100% asciende igual distancia que la recorrida en sentido horizontal. Por trigonometría, es posible darse cuenta de que el porcentaje de una pendiente es igual a su tangente trigonometría.
Figura 11. Variación de la intensidad de la radiación solar (1y/min) en función de la hora del día y del mes del año, para tres superficies en tres latitudes
La dirección de las caras de la vertiente se denomina acimut y se expresa por el ángulo medido entre el plano horizontal a partir del sur verdadero. Así, pues, en una pendiente de frente directamente a ella y mirando hacia el sudeste, el acimut de dicha pendiente será 45º. De frente al sudeste la pendiente tendría un acimut de +45º. Si fuera al oeste seria +90º, y así sucesivamente.
El ángulo de la pendiente junto con el acimut describe el aspecto de la vertiente. Este aspecto puede tener a su vez un efecto importante sobre el clima del lugar. Esto resulta bastante claro cuando se piensan experiencias muy conocidas, por ejemplo en las cuatro paredes de una casa. La pared situada frente al polo (depende del hemisferio) rara vez recibirá los rayos del sol y, cuando esto ocurre, el ángulo según el cual la luz incide contra la pared es pequeño y por lo tanto rara vez se elevara la temperatura de la misma. Las paredes del este y del oeste recibirán los rayos del sol mas directamente a media mañana o a media tarde durante el mes del año de días más largos, mientras que la pared queda al sur recibe mas directamente el sol a medio día en el transcurso del mes del año de días mas cortos.
La importancia de los efectos del aspecto sobre el clima se pone de manifiesto en la figura 11, donde se ha trazado líneas similares a las de la figura 8, las latitudes son las mismas 10º, 30º y 50º. En el primer cuadro para la latitud ecuatorial, se ve la luz del sol que recibe una pared vertical frente al norte.
Para la latitud subtropical, se muestra el soleamiento de una pendiente de 30º (58%), directamente frente al este (acimut/90º). En la figura, para una latitud mayor se indica el soleamiento de una pendiente de 30º frente al oeste.
Existe un numero ilimitado de combinaciones de la latitud con el aspecto de la pendiente q2ue se podrían dibujar en cuadros semejantes a los de la figura 11.
Estos tres solamente pueden indicar la gran variedad de soleamientos debidos tanto al aspecto del lugar como a su situación en la orografía del país.
En macroescala, las cordilleras que corren de norte a sur afectan al clima de forma completamente diferente a como lo hacen las que corren de este a oeste. Además, sus efectos son más acusados si se extienden a lo largo del litoral que si se hallan más lejos tierra a dentro.
Algunos ejemplos demostraran claramente como afectan las cordilleras al clima local. Imagínese primero un lugar situado entre la costa y una cadena montañosa que se extiende ya sea de norte a sur o ya de este a oeste. Si los vientos periódicos soplan del mar a la tierra, las montañas producirán nubes orografías y precipitación. Si la costa y las montañas paralelas se extienden de norte a sur, en latitudes medias, es mucho más probable que soplen vientos regionales en la costa que aumenten la nubosidad y la precipitación.
Otro ejemplo. Supóngase que un lugar está situado en una ladera orientada hacia el polo de una cadena de montañas que se extiende, lejos del mar, de este a oeste. Por las razones apuntadas anteriormente, tanto el terreno de la cara norte como el de la cara sur de la cordillera tendera a estar muy caliente en verano y muy frío en invierno. Sin embargo, el terreno del lugar que mira hacia el polo estará más frío que el situado al otro lado de la montaña que mira al ecuador. Por lo tanto, a causa de las montañas, el lugar estará sometido con más frecuencia a las temperaturas frías que a las cálidas, en cualquier época del año. Así, pues, la barrera al aire más calido del lado que mira al ecuador hace el lugar más frío que si no estuviera allí la cordillera.
Existen otras combinaciones de la orientación de la montaña con la de la costa y la situación topográfica. Pero para el lector ya está clara la naturaleza del papel físico que la topografía, en combinación con la situación de las costas, desempaña en la formación de los climas.
6.5. La influencia de la altitud
Es claro que la presión atmosférica desciende con el aumento de la altitud. La razón, por supuesto, es que, cuanto mayor sea la altitud, hay cada vez menos masa de aire (menos capas de atmósfera) sobre el lugar.
También es sabido que en la baja atmósfera el descenso de la temperatura es de aproximadamente de 6,5ºC por kilómetro. Aunque este gradiente medio no es el que se presenta con las condiciones que existen en el aire libre, el descenso es válido tanto para el
aire en contacto como la superficie de la tierra como para el que está en las laderas de las montañas.
Así, pues, cabe esperar que la temperatura media de un lugar situado a 1500 metros sobre el nivel del mar será (1.5*6,5) o sea 9,75ºC menor que la de un lugar situado al nivel del mar en la misma latitud y con la misma situación respecto a la costa.
Los descensos de temperatura en lugares situados a altitudes más bajas serán proporcionalmente menores.
Sólo porque la temperatura media de un lugar se más baja debido a la altitud, ello no implica que la temperatura del lugar sea siempre más baja que la de otro lugar similar situado al nivel del mar. En efecto, lo normal es que la diferencia de la temperatura entre el día y la noche, o sea la oscilación diurna de la temperatura, sea mayor a grandes altitudes que más cerca del nivel del mar. Por lo tanto, como muestra la figura 12, puede resultar que las temperaturas diurnas de una estación de montaña sean casi tan altas como las que se producen en otra más próxima al nivel del mar. Sin embargo, con las temperaturas nocturnas, la cuestión es completamente diferente.
¿Porque la oscilación diurna de la temperatura es mayor a grandes altitudes?
El motivo es el mismo por el que la presión disminuye con la altura: existe menos aire sobre el lugar donde se halla la estación. Es claro que la radiación solar se atenúa al pasar a través de la atmósfera. Cuanto mayor espesor de atmósfera atraviesa, mayor será la disminución.
Por esta razón, sería lógico esperar que la luz del sol fuera más brillante en las altas montañas que al nivel del mar y en efecto esto es realmente lo que se ha observado. Esta razón es la que justifica principalmente las altas temperatura que se producen al mediodía en las montañas.
Al mismo tiempo que la atmósfera atenúa la radiación solar en mayor proporción cuanto más largo sea el camino recorrido por los rayos del sol a través de ella, también atenúa la radiación terrestre de igual forma. Por lo tanto, el calor del día puede disiparse más rápidamente durante la noche al espacio en las montañas que a alturas más bajas. Esta, a su vez, justifica las temperaturas más bajas que se observan durante la noche en las montañas.
Figura 12 – Variación diaria de la temperatura en una estación al nivel del mar y en otra cima de una mañana.
7. Observaciones finales
En este capítulo se ha examinado de qué forma se disipa la energía calorífica que llega a un lugar de la superficie terrestre y como el balance entre la energía recibida y la que se disipa determina las condiciones meteorológicas en ese lugar y sus alrededores.
Se han expuestos los distintos procesos físicos de transferencia del calor y la idea de que el clima es el resultado de una continua búsqueda en pos de equilibrio energético en cada lugar, tantote tierra como la atmósfera.
Se han discutido los efectos físicos sobre el clima de los principales factores climáticos, los cuales permanecen en esencia invariables en el transcurso del año. Los efectos de estos factores fijos o controles, determinan la mayor parte de la predicción de las variaciones climáticas de día a día y de año a año.
A esta altura, habrá quedado claro para el estudiante que los valores de los elementos climatológicos y, por lo tanto, el clima, son los resultados de una serie de procesos extremadamente complejos e intrincados.
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ANEXOS
El grafico adjunto nos demuestra que a una temperatura de 300ºK la máxima emisión está alrededor de los 9,7µm, mientras que para 200 ºK se corre hacia el lado de mayores longitudes de onda (14,5 µm).
La relación entre la capacidad de emisión y de absorción no depende de la naturaleza del cuerpo. Es una función igual para todos los cuerpos que tienen longitud de onda λ y temperatura T.
2.3 DISTRIBUCION GEOGRAFICA Y ESTACIONAL DE LA RADIACION SOLAR. CONSTANTE SOLAR.
Las observaciones a lo largo del tiempo indican que la radiación solar no varia apreciablemente con el tiempo, aunque si con la latitud y época del año.
La energía solar que alcanza la tierra se mide por la constante solar, que notaremos como lo, definida como el flujo de energía radiante recibido en el exterior de la atmósfera sobre la unidad de superficie normal a la dirección de los rayos, cuando la tierra está a la distancia media del sol.
Gran cantidad de cálculos de la constante solar lo se han realizado en la Smithsonian Institution y por los científicos N.N. Kalitin, V.G. Fesencov, M. Nicolet, F.S. Jonson R. Stair y R.G. Jonson, K.I. Kondratev y otros.
La Comisión Internacional de radiación recomendó tomar como valor normal de la constante solar:
Io = 1.38 KW/M² = 1380 W/M²Io = 1.98 cal/(cm².min.)
Es de gran interés conocer la distribución geográfica y estacional de la radiación solar, en la capa superior de la atmósfera o lo que es igual como si no hubiera atmósfera, para comprender mejor veamos la trayectoria de la tierra alrededor del sol: (Gráfico No. 2)
Fuera de la revolución alrededor del sol la tierra tiene otro movimiento importante: su rotación sobre si misma alrededor de su eje. El eje de la tierra permanece constantemente inclinado 23.5 grados respecto a la perpendicular al plano de la órbita terrestre.
A la distribución de la radiación solar depende de los factores anteriormente citados.Es decir la intensidad de la radiación solar es una función de la longitud de la trayectoria de los rayos solares en el seno de la atmósfera, que depende de:
Si se produce un descenso fuerte de presión en A, se forma allí una depresión hacia la cual se dirige el aire por la fuerza del gradiente de presión. La fuerza de coriolis, proporcional a la velocidad del viento, es de momento débil, mientras que el movimiento se acelera y el equilibrio con la fuerza del gradiente no se establece inmediatamente. Se forma entonces un lento movimiento ascendente sobre una extensa superficie. Si el aire es suficientemente húmedo se pueden formar masas nubosas importantes y se pueden producir precipitaciones.
Inversamente, un alza de presión en B, con creación de un anticiclón en esta región, provoca un lento movimiento descendente sobre una extensa superficie que impide la formación de nubes.
El rozamiento provoca, incluso cuando aumenta la fuerza de Coriolis, un flujo oblicuo a las isobaras hacia las bajas presiones. Una convergencia de las capas bajas se asocia también a las depresiones, una divergencia a los anticiclones. Sin embargo, la capa límite es sólo afectado ligeramente y los movimientos verticales son débiles. El razonamiento en
superficie puede también intervenir en la formación de nubes, pero no puede provocar más que precipitaciones muy débiles.
Advección del aire
La atmósfera es un medio en donde los movimientos en masa producen con facilidad, permitiendo así el intercambio de calor por movimientos verticales u horizontales.-
A menudo se utiliza en meteorología el término convección para designar a los movimientos verticales. Sin embargo, el valor de la velocidad de estos movimientos no excede, en general, a la centésima parte de la de los movimientos horizontales.
El movimiento horizontal se produce en general a gran escala y puede provocar el transporte de energía calórica desde las regiones tropicales hacia las zonas polares sobre distancias de miles de kilómetros.
El transporte horizontal de calor de otras magnitudes físicas por el viento se llama advección. Este término, derivado del latín, significa “llevar hacia”. Las corrientes de advección son más importantes y más persistentes que las corrientes verticales. Sin embargo, los movimientos verticales tienen efectos importantes. Pueden provocar la formación de nubes.