climatología y medio ambiente - Repositorio Institucional de la

UNIVERSIDAD VERACRUZANA
FACULTAD DE CIENCIAS QUÍMICAS
“CLIMATOLOGÍA Y MEDIO AMBIENTE”
MONOGRAFÍA
PARA ACREDITAR LA EXPERIENCIA EDUCATIVA:
EXPERIENCIA RECEPCIONAL
PROGRAMA EDUCATIVO: INGENIERÍA AMBIENTAL
PRESENTA:
MARÍA ESTELA SÁNCHEZ LUNA
ASESOR:
DR. ERNESTO JUÁREZ LOERA
SINODALES:
DR. JUAN CERVANTES PÉREZ
M. JOSÉ MARÍA DOMÍNGUEZ CANTO
XALAPA, VER., OCTUBRE 2013
1
ÍNDICE
INTRODUCCIÓN
ANTECEDENTES
La atmósfera
Estructura de la atmósfera
¿Climatología o meteorología?
¿Está cambiando el clima?
Objetivos
Objetivo general
Objetivos específicos
1 INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA Y LA METEOROLOGÍA
1.1 Definición y conceptos básicos
1.2 Métodos para la determinación del clima
1.2.1 Método analítico
1.2.2 Método de los índices
1.2.3 Método sinóptico
1.3 Principales símbolos utilizados en meteorología
1.3.1 Símbolos relativos a la nubosidad
1.3.2 Símbolos relativos a la humedad del aire y precipitaciones
1.3.3 Símbolos relativos a la velocidad del viento
1.3.4 Símbolos relativos a los frentes
1.3.5 Símbolos relativos al estado de la mar
1.3.6 Otros símbolos
2 FACTORES DEL CLIMA Y METEOROLÓGICOS
2.1 Factores del clima
2.1.1 Factores astronómicos
2.1.1.1 Influencia de la época del año
2.1.1.2 Influencia de la latitud
2.1.1.3 Influencia horaria
2.1.2 Factores geográficos
2.1.2.1 Factores geográficos generales
2.1.2.2 Factores geográficos locales
2.1.2.2.1 Obstaculización del viento por una montaña
2.1.2.2.2 Ondas de montaña
2.1.2.2.3 El efecto Föehn
2.1.2.2.4 Obstaculización de frentes
2.2 Factores meteorológicos
3 ELEMENTOS DEL CLIMA Y LA METEOROLOGÍA
3.1 La presión atmosférica
3.1.1 Variaciones de la presión atmosférica
3.1.1.1 Variaciones regulares de la presión
3.1.1.2 Variación de la presión con la altitud
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30
30
30
3.1.1.3 Variación de la presión por zonas geográficas
3.2 La temperatura
3.2.1 Distribución general de la temperatura
3.2.2 Variaciones regulares de la temperatura
3.2.2.1 Oscilación diurna de la temperatura
3.2.2.2 Oscilación anual de la temperatura
3.3 La humedad y las precipitaciones
3.3.1 Índices de humedad
3.3.2 Formas de condensación
3.3.2.1 El rocío y el relente
3.3.2.2 La niebla y la neblina
3.3.2.3 La lluvia
3.3.2.4 La nieve, el granizo y la escarcha
3.4 La nubosidad
3.4.1 Clasificación de nubes
3.4.1.1 Nubes altas
3.4.1.2 Nubes medias
3.4.1.3 Nubes bajas
3.4.1.4 Nubes de expansión vertical
3.5 El viento
4 EL CAMBIO CLIMÁTICO
4.1 El efecto Invernadero
4.2 Principales salidas y entradas de energía
4.2.1 La radiación solar
4.2.2 La radiación terrestre
4.2.3 Balance de radiación superficial
4.3 Fenómenos de realimentación positiva
4.3.1 Dispersión de contaminantes y calidad del aire
CALIDAD DEL AIRE EN EL ÁREA METROPOLITANA DE LA CIUDAD DE MÉXICO
Programa "Hoy No Circula" en la Ciudad de México
5 LA CLIMATOLOGÍA Y LA METEOROLOGÍA EN LA INGENIERÍA AMBIENTAL
5.1 Aprovechamiento de Energía
5.1.1. Energía Solar fotovoltaica
5.1.2 Energía eólica por aerogenerador
5.2 Reforestación
5.3 Disponibilidad y abastecimiento de agua
5.3.1 Disponibilidad y abastecimiento de agua en la ciudad de Xalapa, Ver.
REFERENCIAS
3
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INTRODUCCIÓN
El clima se refiere al conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio
de la atmósfera en un punto de la superficie de la Tierra (Zúñiga y Crespo, 2010). Está definido por una
serie de elementos como: temperatura, humedad, presión, vientos y precipitaciones, esencialmente.
Su cuantificación se obtiene a partir de la recopilación en forma sistemática y homogénea de la
información meteorológica durante períodos que se consideran suficientemente representativos, que
son de 30 años o más (Instituto Nacional de Estadística y Geografía, 2010). En general todo esto
depende de la cantidad de energía solar recibida, así como de la cantidad de energía que queda en el
sistema(Fuentes, 2000).
El tiempo meteorológico es el conjunto de las variaciones a corto plazo que experimentan la
temperatura, nubosidad, precipitación y vientos en la atmósfera (Casas y Alarcón, 1999). Estos
elementos también definen el clima del lugar, pero es importante no confundir ambos conceptos, ya
que el clima surge como consecuencia de la medición de dichos elementos al menos durante treinta
años para su estudio estadístico posterior con el objeto de definir un estado medio del tiempo.
Mientras el estado del tiempo puede cambiar en un par de horas, los cambios climáticos
ocurren en lapsos de tiempo mucho más largos. A pequeña escala ocurren fluctuaciones a lo largo de
décadas, y cambios climáticos ocurren al cabo de cientos de miles de años (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011).
Los organismos, los ecosistemas y muchas de las actividades productivas dependen, en gran
medida, de las condiciones climáticas en una región determinada. Los efectos que estas condiciones
ejercen tanto en los ecosistemas como en las actividades humanas, requieren de un adecuado
entendimiento para poder prever y/o mitigar los efectos catastróficos en la biodiversidad y el medio
ambiente del planeta. Por esto, la Climatología y la meteorología son bases fundamentales para el
Ingeniero Ambiental, ya que le permitirán analizar y proponer soluciones a los efectos negativos en la
atmósfera provocados por las actividades humanas. Además le permite comprender los factores y
elementos climáticos y/o meteorológicos para destacar los principales efectos del cambio climático y la
influencia de la meteorología en la contaminación del aire (Valdés y Sánchez 2012).
El cambio climático es todo cambio que ocurre en el clima a través del tiempo, resultado de la
variabilidad natural o de las actividades humanas (SEMARNAT, 2009b). Debido a que la concentración o
dispersión de los gases de efecto invernadero (GEI) depende de factores meteorológicos y geográficos.
además de que influyen en los elementos climáticos, es necesario saber interpretar la información
meteorológica para luego aplicarla en la resolución de problemas sobre la variabilidad climática
(Universidad de Alcalá, 2012).
1
ANTECEDENTES
La atmósfera
La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra, se adhiere a ella por acción de gravedad y
su espesor no está determinado específicamente; ya que los gases que la conforman se van
reduciendo con la altura hasta desaparecer (después de unos cientos de kilómetros arriba de la
superficie). Los gases que la conforman se concentran mayormente en la homósfera, la cual
contiene el 99.9% de la masa total de la atmósfera y se extiende desde el suelo hasta unos 80-100
Km de altura (Rodríguez, Benito y Portela, 2004).
La mezcla de gases que componen la atmósfera generalmente mantienen una
composición constante, como se muestra en la Tabla 1; a esta mezcla se le llama aire. El estado del
aire cambia, puesto que almacena energía en forma de calor y se carga de impurezas como vapor
de agua, dióxido de carbono, sales, polvo, partículas líquidas y sólidas, bacterias y diversos
microorganismos (Inzunza, 2008).
Tabla 1 Gases que componen la atmósfera. Fuente: (Inzunza, 2008)
Gas
Nitrógeno
Oxígeno
Argón
Neón
Helio
Metano
Kriptón
Hidrógeno
Xenón
Ozono
Yodo
Radón
Otros
Dióxido de Carbono
Vapor de agua
2
Volumen (%)
78.09
20.95
0.93
1.8 x 10-3
5.3 x 10-4
1.1 x 10-4
1.5 x 10-4
5.0 x 10-5
8.0 x 10-6
1.0 x 10-8
3.5 x 10-9
6.0 x 10-18
Menos de 10-10
0.02 - 0.04
0.0 - 4.0
Estructura de la atmósfera
En la atmósfera, además de la composición del aire, es destacable la variación de la
temperatura con la altura; ya que a partir de ésta la atmósfera se divide en capas (Figura a):

Tropósfera: Alcanza un límite superior llamado tropopausa, se encuentra a 9 Km en los
Polos y 18Km en el Ecuador. Dentro de ella se producen los movimientos de las masas de aire
(vientos) y es la zona de las nubes y de los fenómenos climáticos (lluvias, vientos, cambio de
temperatura, etcétera). En ella existe una relativa abundancia de agua por su cercanía a la
hidrósfera (Conjunto de partes líquidas de la Tierra) y es la capa de interés para la meteorología.
En la tropósfera la temperatura disminuye según la altura, hasta llegar a -70°C en su límite
superior (Sarochar, 2012).

Estratósfera: Es siguiente a la tropopausa y llega a un límite superior que se llama
estratopausa que se sitúa a 50 Km de altitud. En esta capa la temperatura aumenta y llega
alrededor de 0°C en la estratopausa. Entre los 30 y los 50 Km de esta capa, se encuentra el ozono
que absorbe las radiaciones de onda corta (Sarochar, 2012).

Mesósfera: Se encuentra sobre la estratósfera y aquí la temperatura decrece con la altura
hasta alcanzar valores de -90°C en 80 Km de altura. El límite de esta capa es llamado Mesopausa
(Inzunza, 2008)

Termósfera: Se encuentra sobre la Mesósfera y se extiende de forma indefinida, las
temperaturas alcanzan valores mayores a 1000°C debido a la absorción de radiación solar de onda
corta por átomos de oxígeno y nitrógeno. Esta capa tiene una muy pequeña porción de atmósfera
y el aire es casi nulo (Inzunza, 2008).
Figura a. Capas que componen la atmósfera. Fuente: (Rodríguez, Benito, & Portela, 2004)
3
¿Climatología o meteorología?
La meteorología es la ciencia que estudia la atmósfera y los fenómenos físicos que en ella
tienen lugar. Su objetivo es estudiar los fenómenos atmosféricos y predecir el tiempo
meteorológico a corto plazo (Inzunza, 2008).
La climatología es la ciencia que estudia el comportamiento de la atmósfera en periodos
largos; para algunos, es la habilidad para elaborar estadísticas descriptivas de variables como la
temperatura y la humedad ambientes, la insolación, el viendo o la lluvia (Garduño, 1994). Está
relacionada con el rápido y progresivo desarrollo de la meteorología, pero su objetivo es predecir
cómo se comportará la atmósfera en el futuro a partir de lo que ha ocurrido con la atmósfera en el
pasado (Inzunza, 2008).
La climatología y la meteorología pueden parecer lo mismo, sin embargo su diferencia
radica en el tiempo de estudio que abarcan. Así, la meteorología estudia por ejemplo datos sobre
precipitación, diaria, mensual y anual; y la climatología nos brinda descripciones del clima de un
lugar determinado, por ejemplo si los inviernos son secos, el verano lluvioso y demás (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
El clima y el tiempo se estudian en términos de elementos básicos medidos regularmente
como temperatura y humedad del aire, presión atmosférica, rapidez y dirección del viento, tipo y
cantidad de nubes, y otros. Aunque cada una de ellas se estudia de forma separada, debe tenerse
en cuenta que se relacionan entre sí; ya que el cambio de una produce variaciones en las otras
(Inzunza, 2008).
4
¿Está cambiando el clima?
De acuerdo con el IPCC (2007), el cambio climático es
Una importante variación estadística en el estado medio del clima o en su variabilidad, que
persiste durante un periodo prolongado (normalmente decenios o más).(...)se puede deber a
procesos naturales internos o a cambios del forzamiento externo, o bien a cambios persistentes
antropogénicos en la composición de la atmósfera o en el uso de las tierras
Se comprende que este fenómeno es debido a los gases de efecto invernadero, el
aumento de estos gases en la atmósfera según la SEMARNAT (2009b) es debido a:

La quema de combustibles fósiles como la gasolina, diesel y gas; los cuales emiten dióxido
de carbono.

La descomposición de basureros y la crianza de animales que generan una gran cantidad
de gas metano.

El uso de fertilizantes que generan ácido nítrico.

La creciente destrucción de los bosques y el cambio en el uso de suelo.
Estrada (2001) sugiere que otras teorías indican que también existen causas naturales
como:

Las variaciones en la radiación solar que llega a la Tierra como resultado de cambios
cíclicos en la órbita del planeta en relación con el Sol.

La constante reubicación de los continentes con movimientos lentos, acercándose y
alejándose hacia el Ecuador, los Polos o en otra dirección.

La actividad volcánica que cambia la reflectividad de la atmósfera y reduce la radiación
solar que llega a la superficie de la Tierra.
5
OBJETIVOS

Objetivo general
Brindar una guía que vincule la importancia del estudio de la Climatología y la Meteorología en la
Ingeniería Ambiental.

Objetivos específicos
1.
Comprender los conceptos básicos que se manejan en Meteorología y Climatología.
2.
Distinguir los factores climáticos y meteorológicos.
3.
Distinguir los principales elementos del clima y la meteorología.
4.
Comprender los conceptos básicos del Cambio climático.
5.
Vincular la importancia de la Meteorología y la Climatología en la Ingeniería Ambiental.
6
1 INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA
Y LA METEOROLOGÍA
1.1 Definición y conceptos básicos
Entre todos los aspectos de la atmósfera, el tiempo meteorológico y el clima son dos de
los que estamos más conscientes; ya que generalmente miramos hacia arriba cuando existe una
capa de nubes, niebla o bruma. A pesar de esto, la atmósfera es la parte del ambiente que se
inspecciona más exhaustivamente. El estudio del tiempo (meteorológico) dio origen a la
Meteorología, que es la física y la química de la atmósfera baja. La climatología (el estudio del
clima) estudia el comportamiento de la atmósfera a lo largo de periodos prolongados (Kenneth,
1999).
La estadística es fundamental en Climatología para formular analogías y repeticiones de
los estados de la atmósfera y ofrece recursos para obtener valores medios o más probables del
conjunto de factores meteorológicos anuales, estacionales o periódicos, frecuencia y secuencia de
aparición (Ledesma, 2011).
Lehr (1957) resalta que se necesita más que sólo aire para hacer el tiempo. Si la atmósfera
de la tierra no fuera calentada, mezclada o modificada, no habría tiempo; o propiamente dicho, no
habría cambios en él. No habría corrientes de aire, no habría cambios de presión ni tormentas,
lluvias o nieve.
Para llegar a establecer las características del clima de una región, el procedimiento es el
siguiente :
1.
Observación y medición instrumental de las variables meteorológicas en un lugar
determinado por un largo periodo de tiempo.
2.
Tratar estadísticamente los datos obtenidos para obtener su valor frecuencial.
3.
Una vez obtenido el peso relativo de cada elemento climático, intentar averiguar las
relaciones que existen entre ellos.
4.
Al conocer las características climáticas de una zona, se realiza un estudio de la influencia
mutua entre el entorno geográfico y el clima.
5.
Disponer finalmente de la climatología como instrumento de predicción del tiempo
meteorológico. Es decir, comparar datos climatológicos obtenidos anteriormente como predicción
probable.
7
1.2 Métodos para la determinación del clima
El método es el conjunto de pasos ordenados, sistematizados y secuenciales para abordar
la búsqueda del saber (Lopera, Ramírez, Zuluaga, y Ortiz, 2010).
Existe un conjunto de métodos para la determinación del clima, pero todos ellos basados
en el procedimiento explicado anteriormente para establecer las características del clima de una
región; pero cada método tiene una manera diferente de emplear los datos. También se utilizan
los distintos métodos en conjunto y en la práctica alguno de ellos adquiere mayor o menor
importancia según los objetivos buscados y la región sujeta a estudio (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011).
1.2.1 Método analítico
Lopera et al. nos explica que el análisis es la descomposición de un fenómeno en sus
elementos básicos para iniciar su comprensión; este método es el procedimiento más utilizado por
el hombre para acceder al conocimiento de diversos aspectos; ya que para comprender el origen
de lo existente en el medio es necesario comprender sus partes constitutivas, principios o
tendencias originarias para así unir lo general con lo singular.
En climatología, este método comprende el clima como el resultado del conjunto de
estados medios de los elementos que lo constituyen, a lo largo de un periodo de tiempo largo. El
estado medio se calcula con la media aritmética de cada variable según cada época del año, de
esta forma se especifican las características del clima cada mes o estación (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011).
El método analítico da información rápida y describe los rasgos climáticos de una región,
por lo que es conveniente para una primera aproximación en el estudio del clima, aunque también
tiene limitaciones evidentes. Por ejemplo, ya que considera cada elemento por separado, no se
sabe qué influencia tienen entre sí y no se puede establecer una relación entre ellos; como la que
existe entre la nubosidad y la precipitación. Al intentar compensar los defectos del método
analítico, se busca relacionar los elementos meteorológicos con otro método, usando índices
climáticos, esto será explicado más adelante (ver tema 1.2.2). Si bien la mayor parte de los
elementos del clima se analizan matemáticamente, no se debe olvidar que la explicación del clima
debe basarse en la observación real de fenómenos y sus interrelaciones (Albentosa, 1990).
Con los datos obtenidos mediante este método, se elaboran gráficos llamados
climogramas, que intentan reflejar el cambio de las variables meteorológicas a lo largo de varios
años (Inzunza, 2008).
8
En la imagen siguiente se muestra un climograma de la ciudad de Xalapa, Veracruz;
correspondiente a los años 1971 al 2000; donde se observa la variación mensual de temperatura
promedio (°C) con la línea y de precipitación promedio (mm), con barras verticales.
Precipitación (mm)
Temperatura (°C)
25
350
300
20
15
200
150
10
PRECIPITACIÓN
TEMPERATURA
250
100
5
50
0
0
AÑOS: 1971 - 2000
Figura 1.1
Temperaturas y precipitaciones medias mensuales en la estación meteorológica de
Xalapa. Fuente de datos: Servicio Meteorológico Nacional, 2010.
1.2.2 Método de los índices
Con el propósito de compensar las carencias del método analítico, surge el método de los
índices, que es una consecuencia de las necesidades del hombre por graficar ciertas sensaciones o
efectos. Por ejemplo; la descripción sobre el frío no sólo contempla la temperatura del viento, sino
también la velocidad del viento. Así se crea una serie de índices o indicadores climáticos que
combinan dos o más elementos y que se utilizan en mayor o menor medida según las necesidades
de cada población.
Generalmente el uso de estos índices se basa en valores medios mensuales de los
elementos del clima, pero muchas veces no otorgan la suficiente información para describir las
fluctuaciones del tiempo a detalle. De modo que es frecuente el uso de índices diarios que
especifiquen la frecuencia de días lluviosos, fríos nublados y con fuertes vientos. También se
utilizan índices no mensuales, que analiza cada día de un mes con las mismas características
meteorológicas (Conrad, 1944).
9
El método de los índices tiene las desventajas de no explicar la relación causa-efecto entre
los diversos elementos del clima y no permite realizar una predicción fiable del tiempo, la
combinación de estos índices es estática mientras el tiempo está en constante cambio y la forma
de relacionar los elementos siempre es empírica. En consecuencia a lo anterior, se hace necesario
usar un método sinóptico (Albentosa, 1990).
1.2.3 Método sinóptico
Este método se basa en el tratamiento estadístico de las características de la atmósfera
sobre un lugar para explicar el tiempo esperado ahí; por lo que interpreta anticiclones y
depresiones, paso de frentes o la dirección de los vientos típicos de cada época del año (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
Identifica en mapas patrones recurrentes o variables que muestran una circulación
atmosférica característica. Su objetivo general es entender las relaciones entre la circulación
atmosférica, la variabilidad climática y el ambiente en la superficie terrestre. Las fluctuaciones
anuales y mensuales de la circulación (atmosférica) determinan el clima en superficie en un
periodo dado, por lo que un aspecto importante de este método es identificar la influencia de
estas fluctuaciones en el ambiente (Gutiérrez, Estatio, y Varga, 2005).
Al igual que los métodos anteriores, este presenta inconvenientes cuando en un mismo
estado de la atmósfera pueden tener lugar dos situaciones meteorológicas distintas. Por ejemplo,
que en una región determinada el mapa sinóptico indique condiciones para lluvia pero que no en
toda la región se presente lluvia.
1.3 Principales símbolos utilizados en meteorología
Para el estudio del tiempo atmosférico y la elaboración de cartas sinópticas se usan un
conjunto de signos que representan cada elemento meteorológico junto con su estado.
Zitnik (1999) nos explica que para lo anterior se toma como criterio las observaciones
hechas con instrumentos. Algunos de los elementos se asientan en cifras, expresando las lecturas
hechas con todas las correcciones que se apliquen (altura sobre el nivel del mar, gravedad,
etcétera); y otros, que son observaciones visuales, con símbolos.
Existe un sistema de símbolos establecido por la Organización Meteorológica Internacional
que está especializado para el uso universal.
10
1.3.1 Símbolos relativos a la nubosidad
Figura 1.2 Octavos de cielo cubierto. Fuente: Elaboración propia
La nubosidad observada en la estación se indica dividiendo un círculo en ocho partes y se
llena de acuerdo a la fracción de cielo cubierto por nubes como se muestra en la Figura 1.2. Esto
se mide agrupando mentalmente todas las nubes que se observan en un momento determinado. y
contar cuántos octavos del cielo ocupan las nubes agrupadas.
El cero significa que se observa un cielo despejado; del número 1 al 3, el cielo se muestra
poco nuboso; 4 y 5, nuboso; 6 y 7 muy nuboso; el número 8 denota un cielo cubierto y el círculo
cruzado establece que no se puede observar el cielo (Real, 2008).
Figura 1.3 Tipos de nubes. Fuente: Elaboración propia
Los rasgos característicos de las nubes también se indican con símbolos especiales; por
ejemplo, las nubes de género cúmulos se muestran en forma de cúpula y así continuamente según
se muestra en la Figura 1.3.
11
1.3.2 Símbolos relativos a la humedad del aire y precipitaciones
Figura 1.4 Humedad del aire y precipitaciones. Fuente: Elaboración propia
Los símbolos principales para representar el estado del tiempo (como se muestra en la
Figura 1.4) se componen de rayas horizontales que significan niebla o neblina, comas para la
llovizna, puntos para expresar la lluvia, asteriscos para nieve, etcétera. Cuando dos símbolos están
puestos uno junto al otro indica que es continuo; cuando están puestos uno encima de otro
significa que coexisten dos fenómenos que expresan dichos símbolos. Por ejemplo, el símbolo de
lluvia puesto una sola vez simboliza lluvia ligera continua; pero si hay dos de estos mismos
símbolos uno arriba de otro quiere decir lluvia intermitente de regularidad intensa; si se
encuentran tres símbolos de lluvia dispuestos en forma triangular muestran que existe lluvia
continua regular intensa. Si los tres símbolos se disponen de manera lineal vertical expresan lluvias
fuertes de carácter intermitente y con cuatro símbolos dispuestos en forma ∙:∙ significa lluvia
fuerte y continua. (Zitnik, Aprendiendo a volar, 1999).
Lo mismo aplica para los demás símbolos explicados anteriormente, si la precipitación es
inestable se agrega el símbolo de triángulo invertido.
12
1.3.3 Símbolos relativos a la velocidad del viento
Figura 1.5 Velocidad del viento. Fuente (Real, 2008)
La velocidad del viento se asienta también con símbolos preestablecidos; un círculo
concéntrico significa calma; para expresar que existe viento a cierta velocidad se dibuja un círculo
con una línea horizontal hacia la derecha y dependiendo de la velocidad se dibujan rayas verticales
en el extremo de la línea; cuando se trata de vientos con velocidades de 48 o más nudos, se
dibujan triángulos invertidos y con rayas como lo muestra la Figura 1.5.
1.3.4 Símbolos relativo a los frentes
Figura 1.6 Frentes. Fuente: (Real, 2008)
Los frentes son masas de aire que se desplazan en conjunto y rara vez se mezclan. La
separación que existe entre ellas es una superficie llamada superficie frontal,; el frente es la línea
que determina la intersección de la superficie frontal y el suelo. La clasificación de frentes según el
Nimbus. WeatherServices (2005) es la siguiente (Ver Figura 1.6):

Si una superficie de aire frontal fría desplaza al aire caliente, se le llama frente frío y en los
mapas se representan con líneas adornadas de picos.

Si aire caliente avanza sobre el frío, es llamado frente cálido, mostrado en mapas con una
línea roja con semicírculos.

Un frente ocluido consiste en que una masa de aire frío alcanza a una de aire caliente; por
lo que se unen formando una oclusión o atascamiento del tipo frente frío o caliente.
13
1.3.5 Símbolos relativos al estado de la mar
Mar llana
Mar rizada
Marejadilla
Marejada
Mar gruesa
Figura1.7 Estado de la mar. Fuente: (El tiempo de los aficionados, 2013)
En la Figura 1.7 se muestran los símbolos que representan el estado del mar. Cuando se
representa la mar llana (una línea recta), quiere decir que la mar está como un espejo. La mar está
rizada (una curva)cuando presenta pequeñas crestas sin espuma. La marejadilla (Dos curvas
sobrepuestas) describe a la mar con pequeñas ondas cuyas crestas empiezan a romper. La mar
presenta marejada cuando existen pequeñas olas que se rompen y forman frecuentes conjuntos
de espuma (borreguillos). En caso de que se observen grandes olas con crestas de espuma blanca
en todas partes, se habla de mar gruesa. (El tiempo de los aficionados, 2013).
1.3.6 Otros símbolos
Cencellada
Tolvanera
Calima
Espejismo
Visibilidad perfecta
Arco Iris
Agujas de
hielo
Turbonada
Tormenta de arena
Tornado
Figura1.8 Otros símbolos. Fuente: Real, 2008
Representados en la Figura 1.8, se muestran otros símbolos principales usados en
meteorología:

La Cencellada es la escarcha que cubre el suelo en las mañanas frías. Cada pelillo de las
plantas cercanas al suelo se convierte en el centro de la formación de cristales de hielo en vez de
gotas de agua (González, 2012).

Las Tolvaneras son fuertes vientos que levantan grandes cantidades de polvos y materiales
de desecho (Bravo & Sosa, 2006)

Calima es la suspensión de partículas de polvo muy pequeñas en la atmósfera, lo
suficientemente numerosas para dar al aire aspecto opaco (Tu tiempo).

La refracción de la luz produce un cambio en la dirección de los rayos de luz que provienen
de un objeto al pasar de un medio a otro de diferente densidad, lo que altera su aparente posición
y forma; a esto se le llama espejismo.

El arco iris es una proyección de luz solar sobre las gotas de lluvia que la reflejan y
dispersan en sus colores constitutivos (Casado & Serra-Ricart).

Las agujas de hielo son cristales de hielo pequeños y no ramificados en forma de escamas
o bastones. Parecen flotar en el aire (Sarochar, 2012).

Cuando el viento experimenta un aumento repentino en su velocidad asociado a
tempestades, se llama turbonada (Perdomo, Cursos para compartir lo que sabes).

Las tormentas de arena son vientos intensos que transportan polvo y arena. Generalmente
se observan en zonas desérticas y semi-desérticas (Petterssen, 1968).

Los tornados son fenómenos meteorológicos que se producen por una rotación de aire
intensa de poca extensión horizontal que se prolonga desde la base de una nube (Instituto
Meteorológico Nacional de Costa Rica, 2013).
14
2 FACTORES DEL CLIMA Y
METEOROLÓGICOS
La geografía, clima y circulación atmosférica de un lugar determinado ejerce su influencia
sobre la dispersión de gases, partículas, esporas, aerosoles, calor, bacterias y diversos
microorganismos; de los cuales algunos en ciertas concentraciones pueden ser contaminantes. El
comportamiento de éstos es el punto de partida para cualquier esfuerzo de pronóstico a corto
plazo de la calidad del aire, puesto que es una herramienta central en la prevención y manejo de
episodios críticos de contaminación así como también para la elaboración de planes de
descontaminación a largo plazo (Garreaud y Rutllant, 2006)
2.1 Factores del clima
2.1.1 Factores astronómicos
El factor astronómico más importante es la inclinación de la tierra, la cual se encuentra
inclinada a 23.5° con respecto al plano de su órbita elíptica y que provoca la diferente incidencia
de los rayos solares del planeta. Esto depende de la época del año, la latitud de cada lugar en
particular y hora del día (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
2.1.1.1 Influencia de la época del año
Cuando se define el clima de un lugar determinado es importante conocer las
características de las estaciones en el sitio; éstas son causadas por la inclinación del eje de rotación
de la tierra con respecto a su órbita alrededor del sol. Por lo que existe una distinta orientación de
los rayos solares en cada lugar dependiendo de la época del año, en verano son más
perpendiculares que en invierno (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
La distancia promedio entre la Tierra y el Sol es de 150 millones de kilómetros, pero
tratándose de una elipse esta distancia real varía ligeramente a lo largo del año (Rodríguez, Benito,
y Portela, 2004).
15
Figura 2.1 Representación del movimiento elíptico de la tierra en torno al sol y disposición de dos equinoccios y dos solstic ios
anuales en función de la inclinación del eje de rotación terrestre. Fuente: Elaboración propia
Como puede observarse el movimiento de la tierra alrededor del sol no es circular, sino
elíptica con el sol situado en uno de los focos de la elipse (Ver Figura 2.1). Así se produce un
acercamiento y alejamiento máximo anualmente. Cabe destacar que esta variación en la distancia
de la Tierra y el Sol no es la causa de que existan cuatro estaciones; ya que aunque la Tierra está
más cerca del Sol en enero que en julio, en el Hemisferio Norte es invierno. Las estaciones del año
son los periodos del año en los que las condiciones climáticas imperantes se mantienen, en una
determinada región, dentro de un cierto rango. La migración anual del sol sobre la superficie
terrestre, produce cuatro fechas astronómicas en el ciclo de tiempo que marcan el inicio de cada
una de las estaciones (Ver Figura 2.1) (Inzunza, 2008).
El sol está más al norte en el solsticio de verano (22 de junio aproximadamente), por lo
que el sol está directamente sobre el Trópico de Cáncer y los días son más largos y las noches más
cortas en el hemisferio norte. El Polo Norte está en la mitad de su periodo anual de seis meses de
luz solar, y el Polo Sur a la mitad de sus seis meses de oscuridad relativa (Lehr, 1957).
En el solsticio de invierno el sol culmina en el Trópico de Capricornio. Así, en el Hemisferio
Sur los días son más largos que las noches. El día se alarga a medida que avanzamos hacia el sur y
en todo el Círculo Polar Antártico se da un día de 24 horas y lo contrario ocurre en el Hemisferio
Norte (Fuentes, 2000).
En los equinoccios de primavera y otoño, los rayos solares están perpendiculares al
Ecuador, por lo que la luz que recibe la tierra es igual en los Hemisferios Norte y Sur y el día y la
noche duran lo mismo en todos los lugares del planeta (Caballero y Caballero, 2013).
16
2.1.1.2 Influencia de la latitud
De acuerdo a la esfericidad de la Tierra, los rayos del sol inciden de diferente manera
según la latitud en la que nos encontremos; esto aunado a la inclinación del eje de rotación
terrestre define las características climáticas en cada franja meridional del planeta (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011). Lo anterior causa la distinción de tres regiones de acuerdo a
la cantidad de radiación solar recibida (Ver Figura 2.2) (Servicio Nacional de Meteorología e
Hidrología del Perú, 2008a):

Zona tórrida.
Está comprendida entre los dos Trópicos y registra las temperaturas más altas por tener el sol a
gran altura y recibir sus rayos perpendicularmente.

Zonas templadas
Se sitúan a los lados de la zona tórrida (en el Hemisferio Norte y en el Sur). Durante una parte del
año experimentan fuertes calores por tener el sol bastante alto, y durante la otra impera el frío
por estar el sol más bajo con respecto al horizonte.

Zonas glaciares
Comprenden las zonas de sus respectivos polos y se conocen también por casquetes polares
porque el hielo es permanente. Durante todo el año existe frío intenso debido a la poca elevación
del sol sobre el horizonte y las largas noches de invierno (en algunos lugares de hasta seis meses).
Figura 2.2 Diferentes inclinaciones de las radiaciones solares en cada época del año en función de la latitud.
Fuente: Elaboración propia
17
Como consecuencia de la poca variación en la orientación de los rayos solares, los países
ecuatoriales disfrutan de un clima cálido con pocas fluctuaciones. También puede observarse el sol
en su punto más alto dos veces al año (en los equinoccios), que es cuando el sol incide
perpendicularmente sobre la superficie. En zonas templadas no ocurre esto, porque el sol no pasa
de una determinada altura (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
2.1.1.3 Influencia horaria
El gradual pero significativo cambio en la duración del día, es una de las diferencias
observadas en el verano y el invierno. Cuanto más largos sean los días, existirá mayor cantidad de
energía solar disponible para alcanzar el suelo y calentarlo. Así el Hemisferio Norte está inclinado
hacia el sol en verano y lejos de él en los meses de invierno y al contrario en el Hemisferio Sur. Por
lo que contribuye a que los días sean más largos en verano (calurosos) (Rodríguez, Benito,y
Portela, 2004).
La cantidad de horas de sol en cada paralelo determinan los seis meses seguidos de luz y
de sombra característicos de los respectivos polos (Ver Figura 2.3).
Figura 2.3 Duración del día y la noche en función de la latitud. Fuente: Elaboración propia
18
2.1.2 Factores geográficos
2.1.2.1 Factores geográficos generales
La variación de la temperatura se ve afectada de forma importante por la distribución de
los continentes y océanos. Las diferentes capacidades de absorción y emisión entre tierra y agua
(capacidad calorífica), hace evidente que las variaciones de la temperatura sobre la superficie del
agua experimenta menores amplitudes que la superficie sólida. Esta distribución se dispone
formando grandes masas continentales regulares en lugar de islas o penínsulas, con lo cual se
intercalan extensas superficies sólidas en la enorme superficie oceánica. Tres cuartas partes de la
superficie del planeta son líquidas y sólo un 5% de la superficie sólida total se encuentra en el
Hemisferio Sur (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
En los continentes existen diferentes tipos de suelos según sus características (desérticos,
selváticos, nevados, etcétera). Los suelos muy húmedos (como pantanos o ciénagas) actúan de
manera similar a las superficies acuáticas, por lo que atenúan la variación de la temperatura. De la
misma manera actúa la vegetación espesa; ya que debido a su contenido de agua ésta actúa como
aislante de la transferencia de calor entre la Tierra y la atmósfera. (Sarochar, 2012)
Como consecuencia de esto existen toda una serie de fenómenos meteorológicos entre
tierra y mar por sus características físicas y geográficas. Indudablemente el calor específico del
agua respecto al suelo, demanda mayor cantidad de energía para calentar el mar, así que sus
cambios de temperatura son siempre menores. Gracias a esta propiedad junto con su movimiento
convectivo tiene una función reguladora importante en la climatología (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
También es importante tomar en cuenta el régimen de vientos, ya que condiciona el tipo
de rozamiento que esté sometido en tierra y mar. El coeficiente de rozamiento del mar es mucho
menor que al de la tierra, donde los vientos marítimos pierden velocidad y ascienden, pero cuando
las corrientes de aire provienen de la tierra experimentan una desaceleración. Esto implica hacer
fricción sobre los obstáculos, edificios, árboles, colinas y demás obstáculos (Guerra, 2012).
Las corrientes oceánicas son otro factor influyente en el régimen de climas continentales.
Las que transportan agua (relativamente) cálida desde latitudes bajas hacia lo Polos, suavizan las
temperaturas de las costas que bañan. Al contrario de las costas del oeste suelen ser más frías y
transportan esa agua desde los Polos al Ecuador (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004).
19
Las corrientes frías y calientes coinciden en las costas del este de los continentes, mientras
que las corrientes del oeste tienden a alejarse; estableciendo modelos del clima global (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011):

En latitudes tropicales y subtropicales de la costa oeste de los continentes las corrientes
son frías y su variabilidad térmica es escasa con nubosidad frecuente y pocas precipitaciones.

En latitudes costeras occidentales más elevadas, las corrientes vienen de los trópicos y son
cálidas, por lo que crean un clima húmedo y suave.

En las costas orientales y latitudes tropicales y subtropicales, las corrientes son cálidas y se
asocian con climas calurosos y lluviosos.

En el norte y sus costas, las corrientes son frías y los inviernos rigurosos; pero los veranos
calurosos.
Existen extensiones continentales donde no hay una alta circulación de los vientos y tienen
presiones superiores a las normales (zonas de alta presión), en ellas el aire está en contacto con la
tierra y adquiere sus propiedades físicas. Así es como nacen las corrientes cálidas y frías
dependiendo de la temperatura del suelo, o los vientos húmedos y secos con respecto al origen
oceánico o terrestre. Las masas de aire estacionario se desplazan después de unos días debido a
cambios de temperatura en el suelo y se trasladan en dirección a las bajas presiones (zonas de
presión inferior a la normal). La disposición bárica o de presiones (Ver Figura 2.4) sobre la
superficie terrestre está condicionada por la distribución meridional de temperaturas. El aire del
Ecuador se calienta mucho más que el de los Polos. Si la tierra permaneciera inmóvil, ocurriría que
el aire en contacto con las superficie del Ecuador, al calentarse mucho, se elevaría a capas más
altas, siendo sustituido por aire frío procedente de los Polos y se originaría una doble circulación
de aire (del Ecuador a los Polos en capas altas y de los Polos al ecuador en capas bajas) y los
habitantes de la Tierra estaríamos sometidos a corrientes de aire frío (Fuentes, 2000).
20
Figura 2.4 Patrón de corrientes aéreas en verano, julio (a) y en invierno, enero (b). La Zona de Interconvergencia
Intertropical se muestra con una línea de trazo grueso. Fuente: (University of Rochester, 2009)
21
2.1.2.2 Factores geográficos locales
A los factores geográficos de un determinado lugar se les debe la diversidad de
características climáticas. Van desde la fracción de continente o de océano hasta la vertiente
montañosa, o incluso la atmósfera confinada bajo una superficie protectora (por ejemplo, un
bosque) (Valera, 2012).
La ubicación geográfica de la zona es importante, lo significativo es su cercanía o lejanía al
mar. Las aguas del mar se calientan y enfrían más lentamente que las masas de tierra, por lo que
el mar contribuye a mantener estable la temperatura a su alrededor. Además, dependiendo de los
vientos y la geografía de la zona, el mar proporciona humedad al área que lo rodea (Inzunza,
2008).
Entre todos los fenómenos meteorológicos originados o condicionados por razones
geográficas, destacaremos los siguientes:
2.1.2.2.1 Obstaculización del viento por una montaña
En una zona montañosa, el sol calienta las laderas de montaña más que el valle durante el
día; por lo que se produce un flujo de aire que asciende del valle a las cumbre y al mismo tiempo,
se produce un movimiento de aire que sigue el eje del valle a medida que el terreno asciende.
Durante la noche, la circulación se invierte. Las laderas de la montaña se enfrían por radiación y el
aire que tienen encima (más frío y denso) desciende desde la cima y se hunde en el valle (Casas y
Alarcón, 1999).
Lo anterior es una repercusión muy importante en los procesos de formación de nubes y
de precipitación, a causa de la distorsión que ocasiona sobre el flujo de aire. La circulación del
viento es orientada por las irregularidades montañosas del relieve, fraccionando las líneas de
corriente que las rodean y comprimiéndolas en la cima. En el efecto producido se observa que las
líneas de la corriente aérea se adaptan con el contorno geográfico y deforman su trayectoria
horizontal según los obstáculos (Ver Figura 2.5).
Figura 2.5 La circulación del viento se adapta al contorno terrestre, que lo canaliza y lo orienta hasta cierta altura
conocida como altura de influencia. Fuente: Elaboración propia.
22
El régimen de turbulencia del viento determina el grado de deformación; así, para una
circulación de régimen laminar, la deformación alcanza la llamada altura de influencia, que es la
altura que corresponde al triple (aproximadamente) de la altura de la montaña. Dependiendo del
grado de turbulencia, esta altura aumenta y se desplaza de manera horizontal pasando la
montaña. Paralelo a esto se habla también de una distancia horizontal de influencia, que aumenta
conforme a la turbulencia (Ver Figura 2.5) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
Los efectos causados por una montaña en la circulación del viento se ven magnificados por
una cordillera (sucesión de montañas enlazadas entre sí), a causa de que el viento no debe
circunvalar sólo una montaña. Cuando hablamos de un régimen laminar, el aire choca contra la
ladera de la cordillera y se estanca, permanece estático y dificulta el paso de las corrientes (Ver
Figura 2.6). Del otro lado de la ladera el aire también queda estancado y se forma otra zona de
escasa circulación de las corrientes. En cuanto al régimen turbulento, el aire que choca de frente
genera movimientos convectivos característicos que provocan la acumulación de nubes y la
difusión de tormentas en esa zona (Berghaenel, 2002).
Figura 2.6 Nubosidad de detención. Fuente: Elaboración propia
2.1.2.2 Ondas de montaña
Las ondas de montañas se originan cuando las corrientes de aire son húmedas y la altura
de la montaña alcanza una cota suficiente para este fenómeno. Son típicas de algunas regiones
que colindan con cordilleras. Tienen características especiales, entre las cuales es la de propagarse
corriente abajo manteniendo por cientos de kilómetros la amplitud de su onda (Servicio
Meteorológico Nacional de la República Argentina, 2007).
Por debajo de las ondas suele existir un movimiento circular del aire en el plano vertical
denominado rotor Las ondas de montaña son capaces de originar inversiones en la dirección del
viento en altas montañas, sobre las laderas por donde ascienden (Casas y Alarcón, 1999).
23
El aire que asciende (cargado de humedad) es forzado a ascender verticalmente,
adquiriendo las características de la cumbre montañosa (toma los valores de presión y
temperatura), debido a esto, se separa de su estado en equilibrio al descender y vuelve a ser
empujado a subir. El resultado de este movimiento (combinado con un movimiento inverso del
aire) es la formación de ondas acompañadas de nubes típicas conocidas como nubes lenticulares
(Ver Figura 2.7) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
Figura 2.7 En el gráfico se observa la sucesión de nubes lenticulares siguiendo el movimiento ondulatorio del viento.
Fuente: Elaboración propia
2.1.2.3 El efecto Föehn
El efecto Föehn se lleva a cabo en lugares donde la presión atmosférica no varía mucho
con la altura (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
Se trata de un fenómeno característico de determinadas regiones donde el aire es forzado
a remontar una montaña. Durante el ascenso, el aire es enfriado adiabáticamente (es decir, que el
calor no lo penetra o se opone a su transmisión), 1°C cada 200 metros aproximadamente hasta
que, si la montaña es suficientemente alta, llega a su nivel de condensación por elevación (altura a
la que el aire se satura de humedad). En este nivel se forma una nube por la condensación que
avanza a la cima y (si es estable) remonta la montaña y crea una especie de visera. La nubosidad
producida se denomina de estancamiento porque permanece inmóvil mientras no cambie la
dirección del viento. Suele acompañarse de lluvias intermitentes (lluvias que se interrumpen y
continúan cada cierto tiempo) y poco intensas en la ladera por donde el viento asciende (Casas y
Alarcón, 1999).
En la otra vertiente de la montaña, el aire es más cálido por su variación de temperatura
con la altura (1°C cada 100 metros) porque no se emplea energía para pasar de líquido a vapor por
haber precipitado la fase líquida en la ladera contraria (Fundación Universitaria Iberoamericana,
2011).
24
2.1.2.2.4 Obstaculización de frentes
El choque del viento con una montaña o cordillera genera condiciones características en
cada ladera.
Si la masa de aire es cálida, avanzará hacia latitudes mayores y su borde delantero
asciende sobre aire más frío. Si la masa de aire es frío, se introducirá por debajo de la masa de aire
cálida, elevándola (Perdomo, MailxMail, 2005).
En el caso de un frente cálido explica su variación meteorológica como sigue (Ver Figura
2.9):
1.
Al impactar se distingue una masa de aire frío entre el frente y la ladera de la montaña.
2.
El empuje del aire cálido provoca que la pendiente del frente aumente y obliga al aire a
desplazarse más verticalmente; a la vez provoca desestabilización del tiempo en el lado de la
montaña donde la nubosidad y precipitación son frecuentes.
3.
Al superar la cumbre el frente cálido, desciende por la ladera contraria y al principio queda
estancada en su base.
4.
A medida que va descendiendo, para encima de la zona estancada y forma un nuevo
frente que sigue avanzando, dejando atrás el aire estancado anteriormente.
Figura 2.9 Evolución de un frente cálido al impactar con una cordillera. Fuente: Elaboración propia
25
En el caso de los frentes fríos, éste es más denso y se introduce como una cuña por debajo
del aire caliente, lo levanta y lo desaloja obligándolo a trepar la ladera. Al superar la cumbre forma
una zona de aire estancado sobre la cual resbala el aire frío y sigue avanzando; este se muestra en
la Figura 2.10 (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008e).
Figura 3.10 Evolución de un frente frío al impactar con una cordillera. Fuente: Elaboración propia
2.2 Factores meteorológicos
Existen toda una serie de factores meteorológicos, que también pueden ser considerados
elementos del clima e influyen y condicionan al resto de los elementos climáticos. De éstos se
destacan principalmente los ligados a la formación y posterior evolución de frentes, como la
presión atmosférica y la temperatura, además de otros factores que los acompañan como
elementos, por ejemplo la nubosidad.
Los frentes aparecen cuando las masas de aire frío y caliente convergen y una desplace a la
otra o traten de desplazarse mutuamente (Perdomo, 2005). Existen entonces regiones en las que
se centran anticiclones, que son causados por la compresión de una masa de aire, creando los
frentes. Al cabo de un tiempo adquieren la temperatura propia de la región donde están situados
y constituyen la naturaleza fría o cálida del frente, empiezan a desplazarse hacia zonas de
presiones más bajas (Inzunza, 2008).
El camino que siguen los frentes establece patrones climáticos en cada región del planeta.
Puede decirse que los frentes que se desplazan a zonas ecuatoriales se calientan en su camino y se
desestabilizan; pero los frentes que se dirigen a latitudes más altas les ocurre el efecto contrario.
Paralelo a esto, las masas de aire procedentes del océano establecen frentes húmedos
acompañados de precipitaciones y las masas de aire que nacen en los continentes crean frentes
secos. (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011)
26
Cuando dos frentes distintos chocan, se genera un centro de convergencia de los vientos a
nivel del suelo. Debido a la rotación de la tierra, el viento entra en un movimiento en espiral que
se mueve en dirección a las agujas del reloj en el Hemisferio Sur y al contrario en el Hemisferio
Norte, dando origen a los ciclones. Los ciclones ejercen su acción en zonas concretas donde las
masas de aire que entran en contacto abarcan toda la tropósfera (Servicio Nacional de
Meteorología e Hidrología del Perú, 2008e).
La circulación de las corrientes de aire tienen influencia determinante en la distribución de
las corrientes marinas (Figura 2.11), ya que por rozamiento del viento sobre el mar, se arrastra la
capa más superficial de los océanos en forma de oleaje, que sigue su misma dirección y arrastra a
su vez las capas más profundas. La fuerza de esta corriente se pierde con la profundidad y alcanza
un máximo de 100 metros, más allá de esta distancia ya no es apreciable la influencia del viento
También tienen un factor influyente en la temperatura del aire a lo largo de los márgenes de los
continentes. Así, transportan agua cálida desde latitudes bajas hacia los Polos, suavizan las
temperaturas de las ciudades a las que bañan, normalmente en las costas este de los continentes.
Por el contrario, las costas oeste de los continentes suelen tener valores más frescos de
temperatura, dado que las corrientes oceánicas que las afectan transportan agua fría desde los
Polos al Ecuador (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004).
La transmisión de movimiento de las diferentes capas del océano, marcada por sus
características de temperatura, densidad y salinidad, sufre una desviación de su dirección con la
profundidad causada por las llamadas fuerzas de Coriolis (o fuerza Geostrófica), de origen
astronómico. Es la fuerza desviadora ocasionada por la rotación de la Tierra y actúa en todo
momento en sentido perpendicular al viento (Gutiérrez, 2009).
Es una consecuencia del movimiento de las masas de aire sobre la superficie de la Tierra,
cualquier movimiento en el Hemisferio Norte es desviado a la derecha y en el Hemisferio Sur es
desviado a la izquierda en forma de espiral (Espiral de Ekman), de manera que la dirección media
tomada por la masa de agua sigue una trayectoria separada del aire y depende de otros factores
como el contorno continental que sigue, la orografía del fondo marino o la distribución de la
densidad el agua (Guerra, 2012).
A partir de la circulación general de las corrientes marinas se observa una cierta simetría
entre ambos hemisferios en los océanos Atlántico y Pacífico.
Dentro de las diversas corrientes marinas se destaca el papel de una serie de corrientes.
Por ejemplo, la corriente del Golfo ("Gulf Stream"), de 80 millones de metros cúbicos por segundo,
desplaza desde las Antillas hasta Europa Occidental una masa de agua templada y salada que
confiere veranos cálidos a la franja costera occidental de Europa. Esta agua se sumerge y se
esparce hacia el Sur, mezclándose con agua central sin formar una gran masa. esta corriente al
cofluir con la corriente fría del Labrador, genera una corriente circular muy característica frente a
la costa de Florida, en el centro de la cual el mar permanece casi inmóvil (Agencia Insular de
Energía de Tenerife, 2009).
27
También debe destacarse un factor meteorológico que acompaña a las masas de aire en
movimiento, la nubosidad. Este factor tiene un efecto doble; ejerce una función de absorción y
reflexión de la radiación solar que impide que ésta alcance el suelo y debido a esto, provoca un
descenso de la temperatura respecto a una situación en ausencia de nubes. Por otro lado, la
existencia de nubosidad está ligada la precipitación en condiciones adecuadas (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
Figura 2.11 Patrón de las corrientes marinas. Fuente: (Aedo, Contreras, Contreras, Jelves y Villegas, 2012).
28
3 ELEMENTOS DEL CLIMA Y LA
METEOROLOGÍA
El tiempo existente en un lugar determinado se define por medio de elementos físicos que
son variables y determinan su evolución meteorológica con el tiempo. Para definir las fronteras
climáticas mundialmente es necesario usar unidades de medida y equipos instrumentales iguales
en todo lugar. Entonces, para caracterizar el tiempo se usan un número de elementos básicos que
son susceptibles a ser medidos, ya sea por su importancia o su facilidad de medición.
3.1 La presión atmosférica
La presión atmosférica es el peso del aire que ejerce una presión sobre la superficie de la
tierra en todas direcciones sobre cada cuerpo y se practica a nivel del mar, tiene un valor igual al
de una columna de mercurio de 760 mm de altura (Suárez, 2012).
Una persona situada al nivel del mar soporta 1.033 Kg/cm2 (17.5 Tm) sobre todo el cuerpo.
De no ser por la uniformidad de su acción en todas direcciones, equilibrándose con la presión
interna del organismo, esta fuerza nos aplastaría. Pero si la atmósfera no existiera, provocaría la
expansión de los tejidos, desgarrándose totalmente (Fundación Universitaria Iberoamericana,
2011).
El experimento de Torricelli
Figura 3.1 Experimento de Torricelli. Fuente: Elaboración
propia
29
Desde el punto de vista histórico, la
primera unidad empleada para medir la presión
atmosférica fue el "milímetro de mercurio" (mm
Hg), en razón de la conocida capacidad de una
columna de mercurio. El primer científico que
tabuló la presión atmosférica fue Torricelli, quien
llenó completamente de mercurio un tubo de
vidrio de 90 cm cerrado por uno de sus extremos,
y lo invirtió introduciendo el otro extremo dentro
de una cubeta también llena de mercurio. El
propio peso del Hg provoca el descenso de su
nivel hasta equilibrarse con la presión ejercida por
el peso del aire sobre el mercurio de la cubeta,
inexistente en el otro extremo de la columna por
estar cerrado. La altura alcanzada es de 760 mm,
magnitud que se emplea como unidad de la
presión atmosférica, Patm = 760 mm Hg o Patm = 1
atmósfera = 1013 milibares (Pérez, 2005).
3.1.1 Variaciones de la presión atmosférica
La presión atmosférica no es uniforme en toda la Tierra. Su valor exacto depende de dos
factores (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):

La estructura del campo gravitatorio tampoco es uniforme, así que la distribución
instantánea de las masas de aire varía de un momento a otro, condicionando el valor de la
presión.

La orografía terrestre condiciona las medidas según su altitud, por lo que cada dato
general debe referirse al nivel del mar.
3.1.1.1 Variaciones regulares de la presión
Diariamente se puede observar en situaciones de régimen anticiclónico la llamada marea
barométrica, que consiste en una doble oscilación de la presión. La amplitud de esta oscilación
depende de la latitud principalmente, es por eso que alcanza un valor máximo en los polos (2
milibares) y mínimo en el Ecuador. En borrascas de bajas presiones atmosféricas, las variaciones
de la presión características de las mismas encubren este efecto pero siempre se produce (Possia,
Cerne y Campetella, 2012).
Otra fluctuación importante es la llamada onda anual, que tiene amplitud mucho mayor
pero depende de la altitud y la orografía. Existen en la Tierra cuatro tipo de ondas anuales
(Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):

Onda con un máximo en verano y un mínimo en invierno, característico de los océanos con
latitud media.

Onda con un mínimo en verano y un máximo en invierno, típica en los continentes.

Ondas con máximos en verano y en invierno y mínimos en las estaciones intermedias, o
viceversa, típicas en regiones sometidas a perturbaciones como Europa Occidental o las regiones
tropicales, donde la presión depende casi totalmente de la temperatura.

Ondas casi sin oscilación, características de zonas ecuatoriales.
3.1.1.2 Variación de la presión con la altitud
Como ya se ha visto, las medidas barométricas deben medirse al nivel del mar porque a
medida que uno asciende la presión atmosférica decrece. En capas bajas cerca de la superficie la
disminución de la presión con la altura es de aproximadamente 1 hPa cada 8 m. Esta relación va
disminuyendo a medida que la altura aumenta (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del
Perú, 2008b).
30
Una forma general en que se puede relacionar la presión con la altitud es de acuerdo a la
siguiente expresión (Oke, 1987):
P = P0 ∙ e- (g * M * z/R∙T)
Donde:
P0 :Presión atmosférica al nivel del mar.
g : Gravedad.
M :Peso molecular del aire.
z : Altura.
R : Constante de la ecuación del estado del aire.
T : Temperatura media.
3.1.1.3 Variación de la presión por zonas geográficas
A partir del tratamiento estadístico de las presiones recogidas por todo el planeta durante
varios años, puede establecerse un patrón bárico general que divide la superficie terrestre en una
serie de zonas de presión característica (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):

Zona ecuatorial: Situada desde los 30°N hasta los 20°S aproximadamente, la presión media
alcanza un mínimo poco marcado

Zonas subtropicales: Tienen máximos de presión más marcados en los océanos del sur que
en los del norte, donde destaca el centrado de las Islas Azores.

Zonas polares: Tienen un mínimo muy claro en el Polo Sur y dos mínimos en el Ártico, uno
sobre Islandia y otro sobre el mar de Bering.
Debido a la desigual distribución de los continentes en ambos hemisferios, el
calentamiento y enfriamiento de éstos se produce a diferente velocidad. En el invierno
septentrional, se favorece la formación de anticiclones (zonas de altas presiones) debido al
enfriamiento del suelo, y en el verano la formación de depresiones (borrascas) por el
calentamiento del mismo, mucho más fácilmente que en el hemisferio Sur. Así que podemos
distinguir dos situaciones típicas en verano y en invierno (Inzunza, 2008).
31
Figura 3.2 Mapas de presiones en enero (mapa superior) y en julio (inferior). Las zonas con igual presión atmosférica se representan
unidas mediante isobaras. Las proximidad de las isobaras indica la existencia de fuertes vientos, como por ejemplo en el océano
Antártico
32
3.2 La temperatura
El aire presenta una conductividad calorífica muy baja, por lo que la transmisión del calor
se produce por radiación de los rayos solares reflejados por la superficie terrestre y por la
convección debida a la turbulencia del aire. Generalmente interesa el promedio y sus oscilaciones,
es decir, por un lado se determina cuál es la temperatura media de una zona durante un margen
de tiempo determinado (diario, mensual, estacional, anual, etcétera) y por otro, el margen de
temperaturas entre las que oscila, es decir, la diferencia entre las temperaturas máximas y
mínimas (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
3.2.1 Distribución general de la temperatura
El factor más condicionante en la temperatura propia de una región es su latitud, el 43%
del flujo solar es reflejado por la atmósfera y por las nubes. A mayor oblicuidad más pérdida. La
absorción crece con el espesor de la atmósfera atravesada y porque la misma radiación afecta a
mayor cantidad de superficies. Esto ocasiona las zonas térmicas, basadas en la atmósfera (cap. 1),
tenemos la zona cálida, las zonas templadas y las zonas polares. También se observa
discontinuidad en los valores medios de las temperaturas en los océanos y en los continentes
debidas también a la latitud por factores marítimos como el porcentaje de salinidad del agua,
porcentaje de evaporación y de precipitación, la dirección de los vientos dominantes o el patrón
de las corrientes marinas (Moreno, 2009).
La influencia de las grandes masas continentales distribuidas desigualmente en ambos
hemisferios hace notable, sobre todo en la variación del gradiente térmico horizontal con la
latitud, que tiene un valor medio anual de 0.54°C/grado de latitud en el Norte y 0.65°C/grado en el
Sur, de 0.30°C/grado y 0.44°c/grado respectivamente en verano y de 0.75°C/grado y 0.82°C/grado
en invierno (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
A partir de estos factores pueden interpretarse los mapas de distribución de las
temperaturas medias al nivel del mar y según la época del año, que configuran las características
térmicas del clima de cada región del mundo.
33
3.2.2 Variaciones regulares de la temperatura
A largo plazo, las variaciones regulares de los elementos meteorológicos constituyen los
patrones climáticos de una región con características definidas según hora del día y época del año.
Entre todos estos elementos destaca la temperatura, ya que sigue un régimen de oscilaciones
diurno y anual establecido que depende de la latitud.
3.2.2.1 Oscilación diurna de la temperatura
Se define como el cambio en la temperatura, entre el día y la noches, producido por la
rotación de la tierra. Como ya se vio anteriormente, el número de horas del sol depende de la
latitud y la época del año. Al salir el sol al amanecer, la superficie terrestre absorbe las radiaciones
solares y la temperatura inicia un perfil ascendente, aunque no inmediatamente. Así es que el
mínimo de la temperatura se detecta pasando ya varios minutos desde la salida del sol. Al medio
día local, tiene lugar el mismo efecto, cuando el sol pasa por su punto más alto pero la
temperatura sigue aumentando hasta alcanzar su valor máximo pasadas alrededor de dos horas.
La puesta del sol marca el fin de la absorción y el punto de inflexión de las temperaturas hasta su
valor mínimo en el amanecer (Sarochar, 2012).
Una perturbación meteorológica muy influyente en la oscilación diurna es la nubosidad, la
cual la minimiza. Las nubes actúan como un paraguas que recibe la cantidad de radiación solar que
llega a la superficie terrestre durante el día y permite el retorno de la radiación emitida por la
tierra por la noche (Sánchez, y otros, 2008).
La brisa marina al medio día en zonas costeras compensa la subida de la temperatura y
llega a formar un mínimo secundario en lugar del máximo, así que los valores máximos se
desplazan hasta la media mañana y la media tarde (Fundación Universitaria Iberoamericana,
2011).
3.2.2.2 Oscilación anual de la temperatura
Representando todos los valores de la temperatura medidos a una hora determinada de
cada día durante todo un año, o también tomando la temperatura media mensual en determinada
hora en todo un año, puede constatarse una clara tendencia térmica característica de la latitud. En
este caso se produce una distribución neutral de la temperatura sobre la Tierra por el ángulo de
incidencia de los rayos solares que varían con la latitud geográfica (Sarochar, 2012).
Esta tendencia permite distinguir varios regímenes climáticos (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011):

Régimen ecuatorial: Tiene máximos de temperatura con pequeña amplitud en abril y
octubre, un mes más tarde de cada equinoccio.

Régimen templado oceánico: Un máximo de amplitud media entre julio y agosto para el
Hemisferio Norte y entre enero y febrero para el Hemisferio Sur.

Régimen templado continental: Su diferencia con el anterior es su mayor amplitud.

Régimen polar: Ausencia de oscilación diurna y división anual en dos estaciones térmicas,
una con luz solar y otra de noche.
34
3.3 La humedad y las precipitaciones
El vapor de agua es uno de los componentes más importantes de la atmósfera. Sin vapor
de agua no existirían nubes ni se producirían precipitaciones. El vapor de agua en la atmósfera
proviene de la continua evaporación del agua marina y continental (ríos, lagos, mares, etcétera).
3.3.1 Índices de humedad
Para evaluar el contenido de vapor de agua en la atmósfera se usan índices de humedad
según la finalidad buscada.

Presión parcial de vapor: Representa la presión que alcanzaría el vapor de agua en
ausencia de los otros gases atmosféricos y a la temperatura ambiente existente, es decir,
ocupando el mismo volumen que el aire. Sus unidades suelen ser milibares, aunque a veces se usa
en mm de Hg (Casas y Alarcón,1999).

Punto de rocío: Es la temperatura a la cual el vapor de agua que contiene una masa de aire
es obligado a condensarse, formándose nubes, niebla o cualquier otra precipitación (Zitnik,
Aprendiendo a volar, 1999).

Déficit de saturación: Es la diferencia entre la presión de vapor de agua (a una
determinada temperatura) y la presión de saturación de vapor de agua (a la misma temperatura
que la anterior). La presión de saturación de agua es la presión a la cual el vapor de agua está en
equilibrio con el agua líquida a esa temperatura (Facultad de Ciencias Agrarias, 2010).

Humedad relativa: Indica la relación (en porcentaje) entre la cantidad de vapor de agua
existente en la atmósfera respecto de la máxima que podría contener a la misma temperatura.
Expresa de 0% a 100% para aire por debajo del punto de saturación y 100% o más para el aire
sobresaturado de vapor de agua (Fuentes, 2000).
H r = P Parcial vapor de agua______
P Saturación de vapor de agua

Humedad absoluta: Es el peso del vapor de agua (gr) contenido en un metro cúbico de aire
en un instante determinado. También puede ser Kg de agua en un Kg de aire seco (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
H = 18∙P Parcial vapor de agua_____________
29∙(P total - P Parcial vapor de agua)
18 Es el peso molecular del agua y 29 el peso molecular aire

Humedad específica: Es el peso (gr) del vapor de agua contenido en un Kg de aire. Para
obtener un valor de densidad independiente de la presión atmosférica total, la masa de vapor de
agua (gr) se puede referir a Kg de aire húmedo (Facultad de Ciencias Agrarias, 2010).

Proporción de mezcla: Surge de la misma manera que la humedad específica, pero se
refiere al aire seco (Fuentes, 2000).
35
3.3.2 Formas de condensación
La condensación del vapor de agua se produce de varias maneras; ya sea líquida
(nubosidad, lluvia, niebla o rocío) como en forma sólida (nieve, escarcha o granizo). El proceso de
condensación siempre tiene su origen en pequeñas partículas sólidas en suspensión en el aire.
Tienen tamaños muy variables pero no rebasan los 10 µm de diámetro, ya que a partir de esta
medida sedimentan bastante rápido. Estas partículas pueden venir desde hollines procedentes de
procesos de combustión, hasta partículas del mar o granos de polen y polvo (Sarochar, 2012).
3.3.2.1 El rocío y el relente
Es importante señalar que el rocío no cae. Es vapor de agua que se condensa en superficies
sólidas que se enfrían debajo del punto de condensación del aire en contacto con ellas. Este
enfriamiento por radiación ocurre generalmente en noches despejadas. El "sudor" que se forma
por fuera de un vaso de agua fría en un día caluroso es también rocío (Lehr, 1957).
El relente o sereno como se conoce vulgarmente, es una finísima lluvia que no necesita de
la presencia de nubes, es debida al enfriamiento general del aire (Fuentes, 2000).
3.3.2.2 La niebla y la neblina
A diferencia del rocío y el relente, en la aparición de niebla no se alcanza el punto de
saturación del aire, sino que es una consecuencia de altas concentraciones de pequeños soportes
de condensación en suspensión, generalmente de un diámetro medio de menos 1µm,
acompañada por el enfriamiento del suelo en contacto con la masa de aire superficial (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
La niebla no debe asociarse con la presencia de nubes superficiales, porque la constitución
de la niebla es comparada a un aerosol atmosférico formado por gotas de agua en suspensión muy
finas que se distribuyen uniformemente y no como una precipitación a baja velocidad de estas
gotas como las nubes. Cuando este mismo fenómeno permite una visibilidad a una distancia
mayor de uno a cinco kilómetros se le denomina neblina (Fuentes, 2000).
La visibilidad en una situación de niebla es una distancia menor a un kilómetro o inferior a
tres metros y es proporcional a la concentración de partículas sólidas en el aire (Zitnik,
Aprendiendo a volar, 1999).
36
Existen diferentes tipos de niebla según su mecanismo de formación:

Niebla de advección: Es el resultado de una masa de aire caliente y húmedo que se
desplaza sobre la superficie fría del suelo, por lo que da lugar al enfriamiento de dicha masa de
aire y forma niebla característica de un tiempo nuboso; generalmente abarcan zonas extensas
(Fuentes, 2000).

Niebla de irradiación: En las noches de invierno con cielo despejado, la superficie terrestre
irradia calor y las capas de aire en contacto con ella se enfrían intensamente; si además sopla
viento débil se produce el enfriamiento de una capa de aire de varios metros de espesor donde se
crea la niebla. Su formación está favorecida por partículas de polvo, humos y otros que flotan en el
aire, sirven de núcleos de condensación donde se depositan pequeñas gotas de agua (Fuentes,
2000).

Niebla de mezcla: Aparece cuando dos masas de aire húmedas (pero no saturadas) con
temperatura característica cada una, se encuentran y pasan a formar una nueva masa de aire con
temperatura promedio de las dos anteriores (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
T Final = T1 + T2
2
Como la presión de vapor de agua aumenta con la temperatura y la concentración del
vapor, ésta puede superar el punto de saturación y da lugar a una niebla poco densa que se
favorece por la turbulencia (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

Niebla catabática: Es característica en ríos que atraviesan valles o pantanos rodeados por
montañas. El aire frío que desciende por las laderas montañosas provoca el descenso de
temperatura de la masa de aire húmedo de las capas bajas por la evaporación del río o pantano o
evotranspiración vegetal. Por lo que se forma un mar de niebla local y persistente (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).

Niebla frontal: En un frente cálido, la masa de aire caliente se desplaza por encima del aire
frío. Este aire frío puede llegar a saturarse por efecto de la llovizna desprendida de nubes que se
formen al paso del frente, creando este tipo de niebla (Fuentes, 2000).

Niebla orográfica: Su aparición surge del ascenso adiabático de una corriente húmeda por
la ladera de una montaña. Es comparable con el efecto Föehn (Fuentes, 2000).

Smog: Puesto que la formación de la niebla es favorecida por alta concentración de
partículas sólidas en suspensión, los núcleos urbanos e industriales de regiones húmedas se
caracterizan por la presencia habitual de niebla constante conocida como smog ácido. En estas
zonas, con los núcleos de concentración procedentes de la combustión de carburantes no es
necesario que alcance el punto de rocío para que la niebla aparezca (Yerga, 2010).
37
3.3.2.3 La lluvia
La lluvia cae de las nubes por la misma razón que cualquier otra cosa cae a la Tierra, la
gravedad. Las gotas de agua de las nubes son excesivamente pequeñas por lo que el efecto de la
gravedad en ellas es mínimo. Las corrientes de aire mueven y levantan estas gotitas haciendo que
el movimiento descendente no exista, a pesar de que las pequeñas gotas están constantemente
en movimiento. Se comportan un poco como las partículas de polvo en el aire que son visibles en
un rayo de luz solar. Pero las partículas de polvo son mucho más grandes que las partículas de
agua y al final terminan por caer (Lehr, 1957).
La lluvia es una precipitación líquida formada por gotas grandes que caen de modo
uniforme. Las nubes que producen la lluvia son nubes bajas, espesas y de desarrollo horizontal
(estratocúmulos y nimboestratos). Se forma a partir de núcleos de condensación formados por
partículas higroscópicas en suspensión. En estas partículas se depositan las moléculas del agua en
condiciones próximas a la saturación y constituyen infinidad de pequeñas gotas que permanecen
suspendidas o precipitan a una velocidad baja (2.5 m por hora aproximadamente) por su pequeño
tamaño (Fuentes, 2000).
En latitudes medias y altas, el proceso tormentosos se origina en grandes nubes de
tormenta verticales, dentro de las cuales se producen fuertes corrientes de aire caliente
ascendente en forma de chimenea que originan grandes turbulencias (se registran vientos que
superan los 100 Km por hora). El ascenso del aire viene acompañado por su expansión adiabática
hasta alcanzar la parte superior de la nube, donde las temperaturas son menores a 0°C (Ver Figura
3.3) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
Figura 3.3 Proceso de formación de una tormenta. Fuente: Elaboración propia
38
A esa altitud se forman pequeñas partículas de hielo que favorecen la adición de gotitas de
agua en superficie, porque la presión de vapor del hielo es menor a la del agua, así que por su
propio peso llegarán a precipitarse. Mientras van cayendo, el hielo se licúa y aparecen gruesas
gotas de lluvia que arrastran a otras más pequeñas hasta alcanzar el suelo (Lehr, 1957).
La llovizna procede de nubes densas y muy bajas (estratos) que no tienen mucha longitud
vertical ni hay una zona menos a 0°C, por lo que no llega a formarse hielo. Está formada por gotas
muy pequeñas (no suelen superar el medio milímetro)y muy numerosas que caen pausadamente
(Fuentes, 2000).
En regiones tropicales, la precipitación del agua en forma de lluvia tiene su mecanismo en
soportes sólidos en suspensión y no en núcleos de hielo, porque las temperaturas no suelen ser
negativas en toda la nube. El proceso cíclico del las gotitas de agua dentro de la nube se rompe a
partir de que las gotas de agua alcanzan el tamaño suficiente para ya no ser sostenidas, por lo que
precipitan arrastrando a gotas más pequeñas en forma de fuertes chubascos (Servicio Nacional de
Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c).
3.3.2.4 La nieve, el granizo y la escarcha
El proceso general de estos fenómenos de sublimación ocurre cuando el vapor de agua
pasa del estado sólido en forma de hielo (sin pasar por el estado líquido). Este proceso es posible
gracias a un grupo de partículas en suspensión menos frecuente conocidos como núcleos de
congelación. Su acción empieza a ser efectiva a partir de - 12°C, coexiste en una nube con agua
subenfriada que se engrosa con el volumen de los núcleos de hielo. Más allá de -38°C, ya no es
posible la existencia del agua a temperatura negativa y los cristales de hielo se forman
espontáneamente (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
Así como la lluvia cae en gotas relativamente gruesas, la nieve baja en copos relativamente
grandes que examinados con microscopios, presentan una estructura cristalina de formas
variadas, aunque en general adoptan forma de estrella con seis puntas. Se forma cuando la
temperatura es tan baja que el agua adquiere estado sólidos. Los copos nacen cuando las gotas
caen y atraviesan una capa de frío (por debajo de 0°C) y cerca del suelo. También puede crearse a
partir de los cristales de hielo de una nube. Apenas los cristales comienzan a caer a través de la
nube, chocan con gotas de agua de la nube y con otros cristales de distintos tamaños, se unen
entre sí y forman los núcleos congelados (a este proceso se le llama coalescencia) Los cristales de
nieve son de tamaño variable, van desde los 50µm a 1 mm de diámetro (Servicio Nacional de
Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c).
Cuando la capa de aire frío cercana al suelo no tiene suficiente espesor o no es lo bastante
glacial para que las gotas se congelen, éstas llegan a la superficie como agua sobreenfriada. Al
entrar en contacto con los objetos terrestres (más fríos) el agua se solidifica rápidamente
recubriéndolo con una capa de hielo. Esto se conoce como lluvia helada (Servicio Nacional de
Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c).
39
Se le conoce como granizo a los granos o corpúsculos de hielo más o menos duros que
caen de las nubes. El tamaño de estas partículas oscila entre pocos milímetros y dos o más
centímetros. A diferencia de la nieve, el granizo se produce tanto en verano como en invierno. Su
mecanismo está relacionado con las tormentas y los fenómenos eléctricos (Sarochar, 2012).
El color blanco del granizo es debido al aire atrapado dentro de él y puede ser arrastrado
de nuevo por corrientes de aire ascendentes. Si esto ocurre , se crearán nuevas gotitas de agua
subenfriada se adicionan a las piedras de hielo aumentando su volumen en una sucesión de capas
concéntricas hasta que su peso supera la fuerza del viento ascendente y cae al suelo (Ver Figura
3.4). Al observar una piedra de granizo, puede observarse la disposición de estas capas, se
conocen como piel de cebolla por su estructura parecida a este vegetal (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011).
Figura 3.4 Proceso de formación de granizo. Fuente: Elaboración propia.
40
La escarcha se forma de una manera semejante al rocío, pero sobre las superficies cuya
temperatura en menor a 0°C. Con frecuencia la masa de hielo está constituida por gotas de rocío
congeladas y cristales de hielo formado por sublimación a partir de vapor de agua (Fuentes, 2000).
3.4 La nubosidad
Cuando el aire es enfriado por debajo de su punto de saturación el vapor de agua en él se
condensa para formar nubes. Poe ejemplo, cuando el vapor de agua en el pico de una tetera es
enfriado por el aire a su alrededor, una pequeña nube se forma. El aliento cálido y húmeda forma
una nube miniatura cuando entra en contacto con el aire frío. Las nubes que se ven cerca todos los
días se forman de muchas maneras pero todas pasan por el mismo proceso en general (enfriadas
por aire bajo su punto de saturación (Lehr, 1957).
Una nube es un conjunto o asociación, grande o pequeña, de gotitas de agua y/o cristales
de hielo. La masa que forman se distingue a simple vista, suspendida en el aire. Estas masas se
presentan en diferentes colores, aspectos y dimensiones, según las altitudes donde aparecen y las
características particulares de la condensación (León y Quirantes, 2004).
3.4.1 Clasificación de nubes
Las nubes se clasifican según su composición física en tres grupos (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011):

Nubes de agua: Compuestas totalmente por gotitas de agua y adoptan formas definidas y
contornos delimitados.

Nubes de hielo: Son masas en suspensión de pequeños cristales de hielo y presentan
estructura fibrosa y deshilachada con contornos indefinidos.

Nubes mixtas: Son mezclas de gotas y cristales en las que se observan características
comunes a los dos tipos anteriores.
La clasificación más usada por la meteorología se basa en la combinación de una división
según su altura y según su forma.
3.4.1.1 Nubes altas
Generalmente son de hielo, y ocupan el nivel superior de la tropósfera y pueden llegar a
los 14 Km de altura o más (León y Quirantes, 2004).

Cirros: Son nubes separas, en forma de filamentos blancos y delicados, o de bancos o
bandas estrechas, blancas o casi blancas. Estas nubes tienen un aspecto fibroso (como cabellos) o
un brillo sedoso o ambos a la vez.

Cirrocúmulos: Banco, capa delgada o sábana de nubes blancas, sin sombras, compuestas
por elementos muy pequeños en forma de granos, rizos, ondulaciones, unidos o separados y
distribuidos con mayor o menor regularidad.

Cirrostratos: Son como un velo nuboso y blanquecino de aspecto fibroso (como cabellos) o
completamente liso, que cubre total o parcialmente el cielo.
41
3.4.1.2 Nubes medias
Las nubes medias ocupan un nivel intermedio entre los 3 y 7 Km. Siendo de este tipo las
siguientes (Organización Meteorológica Mundial, 1993):

Altocúmulos: Es un banco de capa delgada o capa de nubes blancas o grises, o a la vez
blancas y grises, que tienen sombras compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos,
etcétera; las cuales son a veces parcialmente fibrosas o difusas y que pueden estar unidas o no.

Altostratos: Son láminas o capas de nubes, grisácea o azulada, de aspecto estriado, fibroso
o uniforme, que cubre por entero o parcialmente el cielo, como una sábano, Tiene partes delgadas
que permiten ver vagamente el sol, como a través de un vidrio deslustrado. Estas nubes no
producen halos.
3.4.1.3 Nubes bajas
Las nubes bajas exhiben generalmente una coloración naranja o roja y generalmente no
superan los 2 a 3 Km de altura y pueden extenderse desde el nivel del suelo. Pueden ser de agua o
mixtas (Organización Meteorológica Mundial, 1993):

Estratocúmulos: Es un banco, sábana o capa de nubes grises o blanquecinas, que tienen
casi siempre partes oscuras; compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos, etcétera; no
fibrosas, que pueden estar unidas o no.

Estratos: Es un capa de nubes generalmente gris, con base uniforme, de la que puede caer
llovizna, prismas de hielo o cencellada [producida dentro de una niebla muy espesa y los cristales
de hielo formados en ella se acumulan en los objetos formando una masa esponjosa y blanda
(Fuentes, 2000)]. Cuando el sol es visible a través de la capa, su contorno se distingue claramente.
Se presentan a veces en forma de jirones deshilachados, debajo de otras nubes.

Nimbostratos: Es una capa de nubes gris, a menudo oscura, con un aspecto velado por la
precipitación de lluvia o nieve que cae relativamente continuamente de ella. El espesor de la nube
es tan grande como para ocultar el sol completamente.
42
3.4.1.4 Nubes de expansión vertical
La máxima altura de estas nubes llega alcanzar el nivel de los cirros y su cota más baja no
suele rebasar el medio kilómetro (Sarochar, 2012).

Cúmulos: Son nubes aisladas, generalmente densas y de contornos delimitados, que se
desarrollas verticalmente en protuberancias, cúpulas o torres, su grumosa parte superior se
asemeja a menudo a una coliflor o una palomita de maíz. Las porciones de estas nubes iluminadas
por el sol son casi siempre blancas y brillantes; su base, relativamente oscura, es casi siempre
horizontal. Son frecuentes sobre la tierra durante el día y sobre el agua en la noche. Pueden ser de
origen orográfico o térmico. Presentan precipitaciones en forma de aguaceros.

Cumulonimbus: Nube densa y potente de considerable dimensión vertical, en forma de
montaña o enormes torres. Una parte de su región superior generalmente es lisa, fibrosa o
estriada y casi siempre aplanada; esta parte se extiende frecuentemente en forma de yunque o de
vasto penacho. Estas nubes originan las tormentas, tornados, granizos. La base está entre 700 y
1,500 metros y los topes (parte superior) llegan a 10 0 12 Km de altura. Están compuestas por
gotas de agua, cristales de hielo, gotas superenfriadas, focos de nieve y granizo. La turbulencia
alrededor de ellas es muy fuerte.
3.5 El viento
El viento es la variable de estado de de movimiento del aire. En meteorología se estudia el
viento como aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales
del aire se caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de
tormenta (Zitnik, 1999).
El viento es causado por las diferencias de temperatura existentes al producirse un
desigual calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de la atmósfera. Las masas de aire más
caliente tienden a ascender, y su lugar es ocupado por masas de aire circundante más frío y más
denso. Se le denomina viento a la corriente de aire que se desplaza en sentido horizontal. Cuando
estas corrientes se desplazan en sentido vertical, se denomina corriente de convección (Servicio
Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).
El origen de la energía mecánica que provoca el movimiento de las corrientes de aire
proviene del Sol. En efecto, el aire por acción de las radiaciones solares se calienta y disminuye su
densidad que provoca su ascenso a altitudes mayores. Entonces se forma una depresión que
provoca el desplazamiento de aire frío superficial, que pasa a ocupar ese lugar por un movimiento
convectivo; así es como se da lugar al nacimiento de un viento (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011).
43
De acuerdo a lo anterior, cabe pensar en el siguiente modelo de circulación general de las
corrientes de aire:

Las corrientes frías de tipo superficial, se desplazan de las regiones más frías a las más
cálidas.

Las corrientes cálidas se desplazan al contrario pasando por encima de corrientes frías,
circulando de zonas cálidas a más frías.
Como ejemplo de esto están las brisas marinas, de las costas. En el día, la tierra se calienta
más rápido que el mar por su coeficiente de calor menor, así el aire cálido asciende y su lugar pasa
a ser ocupado por aire frío procedente del mar (brisa marina) mientras que en la noche, la
circulación es a la inversa (brisa terral) (Figura 3.5) (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología
del Perú, 2008d).
Figura 3.5 Mecanismo de la brisa marina (izquierda) y de la brisa terral (derecha). Fuente: Elaboración propia
En cuanto a las grandes corrientes de aire del planeta, existe una circulación general entre
los polos y el ecuador en los que influyen los siguientes factores (Fundación Universitaria
Iberoamericana, 2011):

Movimiento de rotación de la Tierra en torno a su eje: Da como resultado la llamada
Fuerza de Coriolis, que tiene un movimiento en sentido a las manecillas del reloj en el Hemisferio
Norte y al contrario en el Hemisferio Sur. Así, las corrientes de aire incorporan estas componentes
a su dirección en cada Hemisferio.

Inclinación del eje de rotación respecto a la verticalidad eclíptica: Como cada región del
planeta recibe radiación de manera distinta según la época del año, el patrón de corrientes de aire
también está en función de la estación.
El aire de la atmósfera experimenta procesos de circulación que determinan la
climatología y la estacionalidad y evolución de los fenómenos meteorológicos. El aire caliente de la
zona ecuatorial se hace más ligero y se eleva, al ascender se dirige en altura hacia los Polos
(debido a la fuerza de Coriolis). Cuando el aire se enfría cae y en la superficie de la Tierra retorna al
ecuador absorbido por bajas presiones generadas en la zona al ascender el aire caliente. En este
trayecto se desvía (por la fuerza de Coriolis) a la Zona subtropical y ya es viento del Noreste en el
Hemisferio Norte, y del Sureste en el Hemisferio Sur. A estos vientos se les llaman Alisios (Servicio
Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).
44
En los Polos ocurre lo contrario. El aire frío es más pesado y se desplaza desde la zona
polar a ras del suelo en dirección al ecuador. La fuerza de Coriolis lo desvía al Noreste en el
Hemisferio Norte, y al Sureste en el Hemisferio Sur. Al descender de latitud el aire se calienta y
asciende, volviendo a la Zona Polar por arriba, absorbido por la depresión en altitud que genera el
aire. Una vez sobre el Polo, vuelve a enfriarse y desciende cerrando su ciclo (Sarochar, 2012).
En latitudes templadas entre los 30° y 60° de latitud se origina el ciclo del aire de la zona
que es más caliente que el polar pero más frío que el subtropical. Así, el aire de esta zona tiene
tendencia a trasladarse hacia el Polo para llenar el vacío del aire ascendente en los 60° de latitud;
al ser desviado por la fuerza de Coriolis adquiere un componente Oeste en ambos Hemisferios.
Estos vientos de los oestes predominan en la zona templada generando el cinturón de los oestes
(Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).
Figura 3.6 Circulación general de la atmósfera. Fuente: (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d)
45
4 EL CAMBO CLIMÁTICO
El cambio climático se refiere a las variaciones estadísticamente significativas en el estado
promedio del clima o su variabilidad, siendo persistentes durante periodos largos, típicamente
décadas o más (Villers, Arizpe, Orellana, Conde, y Hernández, 2009).
Se calcula que la temperatura media global de la Tierra ha ascendido en 0.5°C durante el
siglo XX, con una tendencia clara de 0.8°C/siglo hasta el año 1945, cuando se produjo una
interrupción a este incremento que duró 25 años, hasta 1975, a partir de ahí se reinició esta
tendencia alcista (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
El conocimiento de la influencia antropogénica en el calentamiento del clima ha mejorado
en los últimos años. Actualmente se reconoce con un nivel de confianza (90%) que el
calentamiento observado es debido al aumento de concentraciones de gases de efecto
invernadero asociadas a actividades humanas, como se verá más adelante (IPCC-WGI,2007 citado
en Villers, Arizpe, Orellana, Conde, & Hernández, 2009). A pesar de lo anterior, el cambio climático
depende de variados factores naturales.
En primer lugar, se encuentra el albedo. Como sabemos, una parte de la radiación que
llega es reflejada por la atmósfera (sobre todo por las nubes) y por la misma superficie terrestre;
se le denomina albedo a la fracción de energía incidente sobre una superficie que es reflejada por
ésta. El albedo planetario de la Tierra aumenta con la latitud y varía estacionalmente (Casas y
Alarcón, 1999). Podemos decir que el sistema tierra-atmósfera tiene un albedo promedio del 30%;
la nieve fresca y algunas cumulonimbos extensos presentan albedos cerca del 90%, los desiertos
se acercan al 25% y los océanos (que absorben casi toda la radiación que les llega) alrededor del
10% (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004).
Otro factor importante son los cambios regulares en la circulación atmosférica (Ver Figura
3.6), que condiciona la creación y movimientos de grandes masas de aire de distinta temperatura,
grado de humedad y velocidad para equilibrar las diferencias térmicas de la Tierra. La atmósfera
actúa como una máquina térmica en la cual la diferencia de temperatura entre los polos y el
ecuador proporciona la energía necesaria para la circulación de la misma. La eficiencia de este
sistema es muy pequeño, cerca del 2%. Las variaciones de circulación también pueden ser de
carácter oceánico; un hecho de gran influencia en la circulación atmosférica es la ascensión
importante de agua fría de las profundidades en las regiones ecuatoriales por la desviación de
aguas superficiales que hacen los vientos Alisios (Casas y Alarcón, 1999).
46
En ciclos de once años, la radiación procedente del Sol alcanza su valor máximo en
relación con el número de manchas solares que son visibles sobre su superficie desde la tierra
(Número de Wolf). Las manchas solares son zonas oscuras con temperaturas menores a 2000°C y
trazan la actividad magnética del Sol. La fluctuación en el flujo de la radiación se sitúa en torno al
0.1% lo que da lugar a un ascenso estimado de 0.03°C en la Tierra, poco importante respecto al
aumento generado por otros factores (Casado y Ricart, 2011).
La tectónica de placas es también una causa natural que se le atribuye al cambio climático.
Los continentes están continuamente reubicándose, con movimientos muy lentos acercándose o
alejándose del Ecuador, los polos o cualquier otra dirección, por lo que se producen cambios
lentos en el clima (Estrada, 2001).
La producción de millones de toneladas de gases y cenizas a la estratósfera como
consecuencia de la actividad volcánica, tiene efecto en el albedo terrestre con la consecuente
alteración del clima. El efecto inmediato de las erupciones es un enfriamiento que se produce por
la presencia de aerosoles a la atmósfera en un periodo de dos a tres años. Grandes cantidades de
Gases de Efecto Invernadero (GEI) en la atmósfera modifica el balance energético de la Tierra,
reduciendo la pérdida de calor (Martínez, Fernández, y Osnaya, 2004). Esto se verá a detalle más
adelante.
El efecto de todos estos factores sobre el Cambio Climático queda minimizado a corto
plazo por la gran inercia térmica de los océanos, que impide que éstos actúen inmediatamente y
acentúa las fluctuaciones de periodo de tiempo grande (IPCC, 2007).
La primera variable climatológica susceptible de modificación por la actividad humana es
la composición del aire (Ver antecedentes), sobre todo en gases trazas (dióxido de carbono,
metano, óxido nitroso y otros) que absorben la radiación infrarroja procedente de la Tierra y la
emiten de nuevo hacia ella. Este fenómeno se le conoce como Efecto Invernadero. La temperatura
de un planeta está definida por su masa, la distancia con respecto al sol y la composición de su
atmósfera, cuya ausencia provocaría que la temperatura media en la Tierra fuera de -20 °C
(Estrada, 2001).
Existen muchas otras sustancias contaminantes en la atmósfera procedentes de la
actividad industrial, doméstica y de transporte del hombre que ejercen un efecto importante en el
cambio climático. Por ejemplo, las partículas en suspensión (gotas líquidas extremadamente
pequeñas) pueden contener sulfatos, iones amonio, nitratos, sodio, cloruros, metales, carbón,
silicatos y agua; éstas difunden la luz solar (pérdida de la luminosidad para la vegetación) y
favorecen la condensación del vapor de agua en el aire formando nubes, nieblas y precipitaciones,
por lo que actúan como núcleos de condensación o de congelación. Por lo que pueden producirse
modificaciones en la climatología de carácter irreversible para los diferentes ecosistemas
(Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
47
Es importante señalar que el aumento artificial en la temperatura terrestre es transmisible
directamente a partir del calor emitido por las actividades humanas (Villers, Arizpe, Orellana,
Conde, y Hernández, 2009).
4.1 El Efecto Invernadero
Nuestra atmósfera en torno a la Tierra actúa como una cubierta protectora y traslúcida
que deja pasar la luz solar pero retiene el calor. De no ser así, el calor del Sol sería reflejada
directamente al espacio y se perdería el calor irradiado. Es por esto que la atmósfera es
comparada con el techo de cristal de un invernadero y se habla de un Efecto Invernadero. Los
responsables de este efecto son los Gases de Efecto Invernadero (GEI) que forman parte de la
atmósfera y retienen el calor (Comisión Europea, 2006).
Los Gases de Efecto Invernadero (GEI) absorben eficazmente la radiación infrarroja emitida
por la superficie de la Tierra, por la propia atmósfera debido a esos mismos gases, y por las nubes.
La radiación atmosférica es emitida en todas direcciones, particularmente hacia la superficie de la
Tierra. Así, los Gases de Efecto Invernadero (GEI) retienen calor en el sistema superficie-tropósfera.
A esto se le llama Efecto Invernadero. La radiación infrarroja térmica de la tropósfera se encuentra
conectada con la temperatura de atmósfera a la altitud que se emite. Un aumento de la
concentración de Gases de Efecto Invernadero (GEI) da lugar a una mayor opacidad infrarroja de la
atmósfera y a una radiación efectiva hacia el espacio desde una altitud mayor en una temperatura
menor (IPCC, 2007).
De las radiaciones solares que llegan a la Tierra están dentro del espectro de frecuencias
del visible y del ultravioleta pero sólo el 70% (aproximadamente) de estas radiaciones las absorbe
la superficie terrestre y la atmósfera. El porcentaje restante se refleja hacia el espacio exterior a
través de la atmósfera y las nubes. Las radiaciones absorbidas son aproximadamente 216
Wats/m2∙año y pierden parte de su energía al impactar, por lo que son reflejados con mayor
longitud de onda, entrando en la zona del infrarrojo en el espectro de frecuencias (Figura 4.1)
(Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
48
Figura 4.1 Gama de longitudes de onda de la radiación. Fuente: Elaboración propia
La energía de la radiación incidente está dad por la siguiente expresión (Casas y Alarcón,
1999):
E=h∙ ν=h∙
Donde:
h: constante de Planck = 6,6242∙10-27 erg/s.
c: velocidad de la luz = 2,998∙108 m/s.
ν: frecuencia de la radiación.
λ: longitud de onda de la radiación.
49
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𝛌
Alrededor del 10% de la radiación que llega al suelo no se absorbe, sino que es regresada
al espacio, pero el 90% restante que se absorbe se vuelve a emitir hacia arriba como radiación
infrarroja, por lo que entra al espectro de absorción dentro de determinadas moléculas gaseosas
de la atmósfera (Gases Invernadero), que la absorben de nuevo y las emiten en todas direcciones.
El 45% de la radiación procedente del sol es absorbida por el suelo y es usada en toda una serie de
procesos que integran un ciclo general (IPCC, 2007).
La radiación procedente de la superficie es usada en procesos atmosféricos (29% de la
radiación solar) como flujo de calor o es emitida de nuevo como radiación infrarroja (104% de la
radiación total que llega a la Tierra). Gracias a esto se crea un ciclo energético al nivel del suelo
que se cierra con la radiación que se emite a la atmósfera (Efecto Invernadero) y que debe ser del
88% de toda la radiación para que el ciclo energético sostenga su equilibrio (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
Para finalizar, restando la radiación emitida por la atmósfera y el suelo (el 88% del Efecto
Invernadero), se obtiene que el 70% de la radiación total que llega a la tierra del Sol se refleja en
longitudes de onda infrarrojas (Comisión Europea, 2006).
Figura 4.2 El calor queda aprisionado en la atmósfera, manteniéndose un equilibrio de flujo de radiación que mantiene una
temperatura media de 15°C en la tierra. La acumulación de Gases Invernadero puede llegar a modificar este equilibrio. Fuente:
(Takle, 2002)
50
Los Gases de Efecto Invernadero son un componente gaseoso de la atmósfera, natural o
antropógeno, que absorben y emiten eficazmente la radiación en determinadas longitudes de
onda del espectro de radiación infrarroja térmica (radiación emitida por la superficie de la Tierra).
Aunque su concentración es menor, se calcula que intervienen en un 50% al calentamiento global.
El vapor de agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2), el óxido nitroso (N2O), el metano (CH4) y el
ozono (O3) son los gases de efecto invernadero primarios de la atmósfera terrestre. Además, la
atmósfera contiene gases de efecto invernadero antropógenos, como halocarbonos y otras
sustancias que contienen cloro y bromo, como los hexafluoruros de azufre (SF6), los
hidrofluorocarbonos (HFC) y los perfluorocarbonos (PFC) (IPCC, 2007).
Por ejemplo, el metano absorbe 20 veces más energía que el CO2, el ozono (O3) hasta 2000
veces más y aún más los fluorocarbonos (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
En el caso del dióxido de carbono (CO2), su concentración en la atmósfera se ha
incrementado en un 25% en el último siglo. La producción de CO2 por actividades humanas, y en
especial las industriales se debe al uso del carbón, petróleo y gas natural en la producción de
cemento. A pesar de que puede considerarse una cantidad muy pequeña en comparación con su
volumen total en la atmósfera, se supone una elevación de0.5°C de la temperatura media global
del planeta. Aunque los humanos también exhalamos este gas, su cantidad es absorbido por las
plantas como CO2 atmosférico (Robinson, Robinson y Soon, 2007).
4.2 Principales salidas y entradas de energía
El 99.97% del calor que se usa en los procesos naturales de la superficie terrestre es
suministrado por el Sol, incluso la energía que usamos en nuestra economía es mayormente solar.
El carbón, petróleo y gas natural que aprovechamos contienen energía solar almacenada en
tejidos vegetales por la fotosíntesis realizada en el pasado remoto (Kenneth, 1999).
4.2.1 La radiación solar
La radiación que emite cubre todo el espectro electromagnético, pero la región más
significativa se encuentra entre las longitudes 0.1 - 2.0 µm (del infrarrojo al ultravioleta), con un
máximo de 0.48 µm (longitud de onda visible). En la tabla siguiente se describe en porcentaje la
porción del espectro electromagnético que abarca la radiación solar (Casas y Alarcón, 1999):
Tabla 4.1 Porcentaje de radiación solar que correspondiente al espectro electromagnético
Espectro
Longitud de Porcentaje
electromagnético onda (µm)
Ultravioleta
λ<0.4
9%
Visible
0.4<λ<0.8
49%
Infrarrojo
λ<0.8
42%
51
En promedio, la radiación solar se distribuye como sigue:

Las nubes, el vapor de agua y el dióxido de carbono absorben alrededor del 17% y
calientan la atmósfera directamente.

El 30% (aproximadamente) se refleja al espacio desde las nubes y gases o partículas
atmosféricas.

Cerca del 53% alcanza el suelo. De esto, una o dos terceras partes llega en forma de luz
solar directa capaz de hacer sombras. El resto es luz difusa (el azul del cielo y el gris en un día
nublado).
4.2.2 La radiación terrestre
La absorción de radiación solar por parte de la atmósfera y la superficie terrestre, hace
que éstas se calienten y, como consecuencia de la constante de Stefan-Boltzmann (cantidad de
energía que emite un cuerpo negro por unidad de tiempo y por unidad de área proporcional a la
cuarta potencia de la temperatura ), emitan también radiación. La Tierra y la atmósfera, mucho
más frías que el Sol, emiten radiación térmica en la franja del infrarrojo entre 4.0-60 μm, con un
máximo cerca de los 10 μm (Casas y Alarcón, 1999).
4.2.3 Balance de radiación superficial
En Kenneth (1999) nos explica este balance de radiación (calentamiento o enfriamiento
neto por radiación en la superficie terrestre), que es la suma de las ganancias y pérdidas de
energía radiante de la superficie (ver Figura 4.3) y estádeterminada por:
Rn = I (1 - a) + R↓ - ɛ σ T4
Términos: (1)
(2)
(3)
En donde
Rn
I
a
R↓
σ
T
ɛ
52
=Radiación neta (W/m2)
=Radiación solar en la superficie (W/m2)
=Albedo parala radiación de onda corta (adimensional)
=Radiación de onda larga descendente de la atmósfera (W/m)
=Constante de Stefan - Boltzmann (5.7 x 10-8 W/m2∙K4)
=Temperatura de la superficie (K)
=Emisividad de la superficie (proporción de la radiación
real a la de cuerpo negro) (adimensional)
Figura 4.3 Balance Térmico en la superficie. El calentamiento y enfriamiento por radiación incluyen la radiación (de
onda corta) solar que entra (I), la radiación (onda larga) que se aleja de la superficie (ɛσT4) y la radiación (onda larga)
que regresa del aire por las nubes, partículas y gases que lo componen (R↓). Fuente: Elaboración propia.
Si el balance resultante es con signo positivo habrá una ganancia de energía en la
superficie. En la ecuación de balance de radiación; el término (1) representa la radiación solar
absorbida o albedo (Ver Tabla 4.2 para valores del albedo en diferentes superficies terrestres).
Casi todas las superficies terrestres tienen albedos de 0.1 a 0.3, la nieve generalmente es mayor a
0.8 y el agua es menor a 0.1.
El término (2), R↓, es el calentamiento de la superficie por la radiación de onda larga
procedente de nubes, vapor de agua, dióxido de carbono, ozono, y aerosoles; generalmente tiene
un valor menor a ɛσT4, que es el término (3) y es el escape de radiación de onda larga de la
superficie. Así pues, la suma de las ganancias y pérdidas de onda larga es generalmente el
enfriamiento neto.
53
Tabla 4.2 Propiedades radiantes de superficies naturales. Fuente: (Oke, 1987)
Superficie
Suelos
Desierto
Hierba
Cultivos agrícolas
y tundra
Huertos
Bosques
Caducifolios
De coníferas
Agua
Nieve
Hielo
Comentario
Oscuro, húmedo
Larga (1.0 m)
Corta (0.02m)
Hojas caídas
Hojas en el árbol
Ángulo cenital
pequeño
Ángulo cenital
grande
Vieja
Reciente
Marino
De glaciares
Albedo (a)
0.05 - 0.40
0.20 - 0.45
0.16
0.26
0.18 - 0.25
Emisividad (ɛ)
0.90 - 0.98
0.84 - 0.91
0.90
0.95
0.90 - 0.99
0.15 - 0.20
̶
0.15
0.20
0.05 - 0.15
0.03 - 0.10
0.97
0.98
0.97 - 0.99
0.92 - 0.97
0.10 - 1.00
0.92 - 0.97
0.40
0.95
0.33 - 0.45
0.20 - 0.40
0.82
0.99
0.92 - 0.97
4.3 Fenómenos de realimentación positiva
En el proceso de calentamiento global de la Tierra se corre el riesgo de favorecer la
liberación de grandes cantidades de CO2 de metano de las grandes reservas naturales, de manera
que el aumento global de la temperatura por la emisión masiva de estos gases provocaría la
realimentación positiva de estos
Se le llama mecanismo de realimentación cuando una variable influye sobre otra y la
acción de esta última influye sobre la primera; así, se provoca un incremento (realimentación
positiva) o una atenuación de proceso (realimentación negativa) (Fuentes, 2000).
54
En este caso, hablamos de la relación directa entre la temperatura la concentración de
gases de efecto invernadero que se refuerza a partir del estudio de grandes columnas de hielo con
2000 metros de longitud, perforados en la estación antártica de Vostok y que ofrecen datos de la
composición atmosférica de hace más de 160,000 años. Dentro de estas columnas se encuentran
encerradas burbujas de aire antiguo que ofrecen testimonio sobre la variación en la composición
del aire desde el último periodo glacial (hace aproximadamente 18,000 años) hasta ahora. En este
periodo de tiempo, la temperatura media global del planeta se incrementó en 5°C, lo que ha
quedado reflejado en la proporción de isótopos del hidrógeno y que es proporcional a la
concentración de CO2 y CH4 del aire atrapado en las burbujas. Entre más profunda sea cada
columna, más antiguo será el registro. Por lo que podría suponerse en una relación causa-efecto
entre los cambios de composición atmosférica actuales y el presente y futuro cambio climático, a
pesar de que no puede asegurarse científicamente que la época del deshielo fuese consecuencia
únicamente de un cambio en la concentración de los gases de efecto invernadero (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
La realimentación positiva de CO2 desde los depósitos naturales a la atmósfera puede
venir provocada en el futuro por el aumento de la temperatura media global. El intercambio de
CO2 entre ellas, está ilustrado en la siguiente figura:
Figura 4.4 El equilibrio en el intercambio de CO 2 entre la atmósfera y los depósitos en los que está almacenado se
expresa en flujos de miles de millones de toneladas métricas. Fuente: (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011)
La primera consecuencia evidente del calentamiento se observaría en la vegetación,
principalmente en los procesos de la fotosíntesis porque dependen totalmente de la temperatura.
Los estudios enfocados a determinar sus alteraciones muestran que el 50% de la vegetación de
México se modificaría, empezando por los ecosistemas forestales pertenecientes a climas
templados (Estrada, 2001).
55
También podrían verse afectados los procesos de descomposición de la materia orgánica
en el suelo, que son del orden de los de fotosíntesis y más del doble que la cantidad total del CO 2
atmosférico, procesos que se estimulan por la deforestación. Aunque la deforestación no se
produciría sólo por el desequilibrio vegetal causado por el cambio climático, sino que también
enfrenta el problema de la tala inmoderada de enormes superficies boscosas por la
superpoblación o la agricultura. Todos estos factores reducirían la cantidad de CO2 captado por las
plantas de la atmósfera y que se fija en el suelo (en forma de rocas de carbono orgánico y más
tarde como aceites minerales (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
CO2 + H2O--→ Carbono orgánico + O2
Otro escenario que se espera es el desequilibrio de la concentración de CO2 en las aguas
marinas superficiales y profundas, ya que su incremento afectaría los asentamientos humanos que
residen en las costas con mayores riesgos en las islas. Los ciclos de vida de la flora y fauna marinas
se verían alterados, además de la pesca y los arrecifes de coral por el aumento en la temperatura
del mar, aunado a esto se verían perjudicadas las comunidades que viven de estas actividades, por
ejemplo el turismo (Herrán, 2012).
En zonas pantanosas y suelo húmedos que contienen pobres cantidades de oxígeno
disuelto proliferan microorganismos anaerobios productores de metano que podrían acelerar su
procesos por una mayor temperatura. Así que evidentemente existe un peligro de liberación de
grandes cantidades de CH4 y que puede ser acumulado en grandes reservas como clatratos
(retículos moleculares de metano y agua) que podrían ser liberados por el progresivo deshielo o el
cambio general de las corrientes marinas (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).
La combinación de varios efectos de realimentación generan consecuencias preocupantes,
principalmente la reducción de las capas de hielo, que son altamente reflexivas y cubren los polos,
lo que permite una mayor absorción de la radiación solar en la superficie terrestre. También por su
menor espesor, el flujo de calor del océano a la atmósfera a través de ellas se intensifica (Eraso y
Domínguez, 2009).
56
4.3.1 Dispersión de contaminantes y calidad del aire
La dispersión de contaminantes de una fuente depende de la cantidad de turbulencia en la
atmósfera cercana. La turbulencia puede ser creada por el movimiento horizontal y vertical de la
atmósfera. El movimiento horizontal es lo que comúnmente se llama viento. La velocidad del
viento puede afectar en gran medida la concentración de contaminantes en un área. El viento
diluye y dispersa rápidamente los contaminantes en el área circundante (Air Pollution Training
Institute, 1981).
La calidad del aire en una zona y los efectos producidos por la contaminación atmosférica
depende directamente de la emisión de contaminantes y de los procesos que intervienen en el
transporte y dispersión de los mismos en la atmósfera. En estos procesos actúan principalmente el
viento y la turbulencia del aire. Usualmente se asocia una disminución de la concentración de
contaminantes en el aire con el aumento de la velocidad del viento; sin embargo, esto no es
verificable en todas las alturas de emisión ni en todas las condiciones atmosféricas (Venegas y
Mazzeo, 2012).
La atmósfera y sus procesos son un tema complejo y extenso. Una comprensión de los
conceptos básicos de este tema es fundamental para entender cómo las sustancias tóxicas del aire
se dispersan y persisten o son removidas una vez liberadas a la atmósfera. Varias características
de la fuente pueden afectar el movimiento de los tóxicos n en el aire mientras que todavía están
cerca de la fuente (altura, temperatura, salida del gas, etcétera). Una vez que los tóxicos son
transportados más allá de los alrededores de la fuente, los factores atmosféricos y meteorológicos
(en especial velocidad y dirección del viento) regulan la dispersión y transporte del los tóxicos en el
aire. Cabe señalar que los conceptos de dispersión, transporte y destino de contaminantes no son
lo mismo (Air Pollution Training Institute, 1981):

Dispersión: Se aplica a emisiones tóxicas al aire y significa distribuir o difundir de una
fuente, (en general) con una disminución de concentración con la distancia de la fuente. Se ve
afectada, además de las características de la fuente, por los contaminantes y las condiciones
atmosféricas ambientales.

Transporte: Se refiere a procesos (por ejemplo, vientos)que llevan o causan el
desplazamiento de los contaminantes de un lugar a otro a una cierta distancia.

Destino: Se refiere a tres cosas; cuando un contaminante en última instancia termina (ya
sea que sedimente, sea captado, etcétera), el tiempo que persiste en el ambiente y las reacciones
químicas que experimenta. El destino de un contaminante se rige tanto por sus características
como por procesos de transporte.
57
CALIDAD DEL AIRE EN EL ÁREA METROPOLITANA DE LA CIUDAD DE MÉXICO
Los datos meteorológicos son importantes para entender el transporte y dispersión de los
contaminantes dentro de una cuenca atmosférica (volumen de aire separado de otro geográfica o
meteorológicamente) y a través de sus límites. Es necesario cuantificar este transporte y
dispersión debida a la meteorología con el fin de hacer modelos de predicción de concentraciones
de contaminantes observados. La meteorología ayuda a explicar las condiciones para las
concentraciones máximas de contaminantes de aire y contingencias de contaminación del aire. Las
constantes mediciones meteorológicas pueden ser usadas para prever condiciones de
contaminación del aire. Es claro que aún es necesaria mucha investigación para proveer un
entendimiento cuantitativo de cómo las emisiones de varias fuentes afectan las concentraciones
de los contaminantes a lo largo del Área Metropolitana de la Ciudad de México, donde pueden
afectar a la salud, ecosistemas y visibilidad. También es evidente que mientras haya incertidumbre
científica en la relación entre emisiones y concentraciones atmosféricas, se sabe lo suficiente
como para permitir a las autoridades avanzar en la promulgación de leyes que reduzcan las
emisiones (Molina, y otros, 2002a).
El rápido crecimiento de la población en el Área Metropolitana de la Ciudad de México, los
motores del parque vehicular y la actividad industrial durante la segunda mitad del siglo XX
combinado con la situación meteorológica y topográfica de la ciudad ha producido niveles
extraordinarios de contaminación de aire. El sector del transporte es la mayor fuente de
contaminación del aire en el Área Metropolitana de la Ciudad de México, representa casi todo el
monóxido de carbono (CO), 80% de los óxidos de nitrógeno (NOx), 40% de los Compuestos
Orgánicos Volátiles (VOC), 20% del dióxido de azufre (SO2) y 35% de partículas suspendidas
respirables (PM10) (Molina, y otros, 2002b)
Tabla 4.3 Contribución de emisiones totales por el sector transporte en porcentaje. Fuente: (Molina, y otros, 2002b)
Especies
químicas
PM 10
SO2
CO
NOx
VOCs
1988
2
22
97
76
52
1989
3
14
94
71
51
Año de emisiones
1994
1996
4
25
27
21
100
100
71
70
52
33
1996
26
21
99
77
33
1998
36
21
98
81
40
Programa "Hoy No Circula" en la Ciudad de México
Con el fin de mejorar el parque vehicular y mantener a los vehículos equipados con viejos
catalizadores operando con bajas emisiones del escape, en el Distrito Federal se acopló en
programa de inspección vehicular Hoy No Circula. Desde que este programa inició, ha tenido
muchas modificaciones; se estableció un patrón estándar de emisiones para vehículos viejos.
Aquellos vehículos viejos con emisiones encima de este punto intermedio pero debajo de un
punto de falla, se les proporciona un holograma prohibiéndoles circular durante cierto horario
(Molina, y otros, 2002b).
58
Debilidades y fortalezas del
Programa de Verificación Vehic ular "Hoy No Circula"
A continuación se enumeran algunas debilidades y fortalezas del Programa "Hoy No
circula" implementado en el Área Metropolitana de la Ciudad de México (Molina, y otros, 2002b)
Fortalezas

La Comisión Ambiental Metropolitana es responsable de los asuntos de interés en el
Distrito Federal y Estado de México, por lo que sirve como foro para la discusión y solución de
dichos asuntos.

Un conjunto de normas federales y regulaciones locales ya están en marcha para proveer
completo apoyo legal al programa.

Una red de 161 VerifiCentros distribuidos geográficamente está en marcha, con sistemas
computarizados para el control, imagen y regulaciones. La tecnológica, administrativa e
incorporada capacidad está incorporada para inspeccionar vehículos dos veces al año (Se estima
que tiene la capacidad para gestionar 3.5 millones de vehículos operando dentro del Área
Metropolitana de la Ciudad de México).

A un nivel local, una red de empresas está disponible para surtir equipamiento y
mantenimiento.
Debilidades

Los VerifiCentros del Distrito Federal están relativamente mejor equipados que en el
Estado de México.

Los VerifiCentros del Estado de México están físicamente y corporativamente vinculados a
talleres de reparación de vehículos que inducen a la corrupción.

Emergió una red llamada "taller de pre-inspección" que provee de servicios de afinación
de vehículos antes de la prueba de inspección. Temporalmente ajustan el motor para que pasen la
prueba, estos talleres generalmente están vinculados a la corrupción.

Los cambios administrativos que provocan desplazamientos de los funcionarios del
gobierno (sea no que haya un cambio sobre el partido político) ha causado pérdidas en personal
entrenado. Los resultados son la falta de continuidad, menos control estricto y operaciones.

La inspección de vehículos de diesel no es efectiva.

No hay exámenes para controlar emisiones por evaporación.

La efectividad general del programa para reducir contaminantes precursores del ozono y
PM10 no se conoce.

El software usado en las inspecciones no ha sido vinculado a las bases de datos de
matriculación de vehículos locales y nacionales.

Los centros de control en línea del Distrito Federal y Estado de México no han sido
interconectado entre ellos y no recuperan los archivos de los VerifiCentros automáticamente.

La atención al público en los VerifiCentros no siempre es buena.
59

La Secretaría de Comunicaciones y Transporte (SCT) no tiene registros en línea
consistentes y accesibles de sus operaciones de inspección.

No existen planes para introducir nuevas tecnologías de apoyo como: sensores remotos,
pruebas de emisiones por evaporación, detector de fugas de clorofluorocarburos (CFC) o pruebas
dinámicas y cargadas para vehículos de diesel.

No hay detención y sanción efectiva para los dueños de vehículos que no tienen un
holograma vehicular válido.

Los vehículos de diesel con placas federales son la mayor fuente de humo negro visible, sin
embargo, la SCT no hace cumplir de forma permanente la normativa de prevención.

Hay un problema grave con los hologramas falsificados.
Como ya se dijo anteriormente, la más importante contribución a las emisiones totales en
el Área Metropolitana de la Ciudad de México son las fuentes móviles. Como en muchas
megaciudades del mundo, muchos residentes sufren de altos niveles de congestión,
contaminación, deterioro de la salud y otros problemas agravados por las barreras políticas e
institucionales (Molina, y otros, 2002b).
El continuo crecimiento económico del Área Metropolitana de la Ciudad de México
conducirá a una demanda superior de transporte. Será una tarea difícil y compleja crear un
sistema de transporte apropiadamente balanceado con el medio ambiente. Debemos tener en
cuenta que el Área Metropolitana de la Ciudad de México es un sistema complejo y se deben
hacer predicciones de qué ocurrirá cuando las nuevas políticas sean implementadas de manera
incierta. El éxito de las mejores políticas dependerá del apoyo público, así que el proceso de
implementación es muy importante. Debemos estar alerta a los cambios que puedan ocurrir y
diseñar nuestro sistema colectivo desde complejo punto de vista (Molina, y otros, 2002b).
60
5 LA CLIMATOLOGÍA Y LA
METEOROLOGÍA EN LA INGENIERÍA
AMBIENTAL
Nosotros decimos dónde hay más sol, dónde hay más viento y dónde hay
más agua; lo que le toca al ingeniero es cómo aprovecharlo.
Cervantes, Juan ( 2013)
La zona baja de la atmósfera, donde se desarrolla la vida y las actividades humanas,
constituyen la región más importante del medio ambiente; por lo que es necesario comprender
los fenómenos meteorológicos que se producen en esa zona; sobre todo cuando el terreno de una
región determinada es tan variado (Ledesma, 2011).
Para el Ingeniero es necesario conocer estos fenómenos referentes al tiempo y al clima
para realizar trabajos que tienen que ver con el control de la contaminación; pero para esto es
necesario no sólo saber el comportamiento de la capa inferior de la atmósfera (límite con la
superficie terrestre), sino también cómo se dispersan los contaminantes en ella y por eso es
necesario estudiar las capas superiores (Kenneth, 1999).
La climatología es fundamental en temas como la energía eólica y solar, la contaminación
atmosférica, ahorro de energía, edificaciones, urbanismo, hidrología y en estudios
medioambientales como obras de ingeniería, ordenación de territorio y medio ambiente,
degradación y auditorías medioambientales (Almorox, 2008).
A continuación, veremos de manera general algunos ejemplos de la Meteorología y la
Climatología aplicados a la Ingeniería Ambiental.
5.1 Aprovechamiento de Energía
De acuerdo a la Secretaría de Energía (2012), el desarrollo de la generación renovable
debe afrontar tres retos importantes:

La dependencia de fuentes fósiles. El 80% de la demanda de energía mundial se abastece
de combustibles fósiles y el 80% de la generación eléctrica en México proviene de combustibles
fósiles.

Deterioro del medio ambiente. La generación eléctrica es responsable del 20% de las
emisiones en México y el sector con mayor potencial de abatimiento.

Incremento y volatilidad de precios. La volatilidad en el precio del petróleo y gas natural ha
sido alta en los últimos años y existe incertidumbre acerca de la evolución futura de los precios.
61
5.1.1 Energía Solar fotovoltaica
Nuestro planeta Tierra recibe del Sol cuna cantidad de energía anual de aproximadamente
1.6 millones de kWh, de los cuales sólo un 40% es aprovechable, esta cifra representa varios
cientos de veces la energía que se consume mundialmente en la actualidad. El Sol es una fuente
de energía limpia e inagotable, y su aprovechamiento energético es condicionado por la intensidad
de radiación solar recibida por la Tierra, los ciclos diarios y anuales a los que está sometida y las
condiciones climatológicas del lugar. La energía Solar es aquella que mediante conversión a calor o
electricidad se aprovecha de la radiación proveniente del Sol (Secretaría de Energía, 2008).
Para el aprovechamiento y conversión de este tipo de energía, se necesitan paneles
solares; que convierten directamente la energía solar en energía eléctrica. A pesar de que la
radiación solar es la energía renovable más abundante y bien distribuida, tiene dos inconvenientes
al intentar aprovecharla. Estos son que es bastante difusa (de baja concentración) y que está
sometida a un ciclo diario/anual (debido a la rotación y traslación del planeta). Por lo que
dependiendo de la ápoca del año, un mismo punto terrestre tiene movimientos solares variables
en el horizonte (el sol saldrá más pronto en la tarde, o su altura al mediodía es menor o mayor)
(Sevil, 2001).
Los paneles antes mencionados usan tecnología fotovoltaica, que usan celdas
fotoeléctricas hechas de silicio (principalmente) que reaccionan con la luz y se produce una
circulación de corriente eléctrica en sus caras. México tiene un potencial de los más altos del
mundo recibiendo una insolación media de 5kW/m2 (Torres y Gómez, 2006). Las celdas
fotoeléctricas absorben fotones de luz y emiten electrones que son capturados y resultan en una
corriente eléctrica que puede ser usada como electricidad (Knier, 2010).
Un sistema fotovoltaico puede estar conectado o no a la red. En el caso de un sistema
aislado, éste está destinado a producir, regular, acumular y transformar la energía eléctrica. Sus
componentes son (Secretaría de Energía, 2008):

Celdas fotovoltaicas: Es donde se produce la conversión fotovoltaica. La radiación
luminosa incidente sobre la celda crea una diferencia de potencial y una corriente aprovechable.

Placas fotovoltaicas: Son celdas fotovoltaicas conectadas entre sí, generan electricidad en
corriente continua. Es necesario orientarlas de acuerdo a la latitud del lugar con el fin de obtener
un mayor rendimiento.

Regulador de carga: Protege a la batería contra sobrecargas y descargas. Se emplea para
proteger a las cargas en condiciones extremas de operación y proporciona información al usuario.

Baterías: Almacenan la energía eléctrica generada. Normalmente se usan baterías
estacionarias. La batería se carga en el día y se descarga en la noche; tiene un ciclo diario y
sobrepuesto a eso un ciclo estacional, ya que en épocas invernales existe reducida disponibilidad
de radiación.

Ondulador o Inversor: Transforma la corriente continua (generalmente de 12, 24 o 48 V)
generada por las placas fotovoltaicas y acumulada en las baterías a corriente alterna (a 230 V y 50
HZ habitualmente).
62
Con respecto a los sistemas fotovoltaicos conectados a la red, sus componentes son los
mismos, pero su diferencia radica en la ausencia de acumuladores y regulador de carga; y el tipo
de ondulador es de mayor potencia e incluye controladores de fase para adecuar la corriente
alterna que circula por la red (Secretaría de Energía, 2008).
5.1.2 Energía eólica por aerogenerador
Las causas El viento es una energía renovable, limpia y sin emisiones de Gases de Efecto
Invernadero. El viento existirá hasta que el sol se extinga o la atmósfera desaparezca. El
aprovechamiento de la energía eólica tiene un impacto ambiental muy bajo, ya que no produce
contaminación auditiva y la muerte de aves es menor que la producida por líneas de corriente,
casas o autos. De la energía proveniente de Sol, del 1 al 2% es convertida en energía eólica. Las
causas del viento a escala global son el desigual calentamiento de la tierra, la fuerza de Coriolis y la
circulación general de la atmósfera (De Toro, 2007).
Dentro de una región específica, existen variaciones del viento dictadas principalmente
por las condiciones geográficas (cercanía al mar, extensión del terreno, presencia de montañas,
etcétera). También el tipo de vegetación es una determinante a considerar, así como las
características topográficas del sitio. Todo lo anterior afecta a la cantidad de viento recibida en
una escala local. La variación del viento a largo plazo es de difícil predicción, puesto que la
intensidad eólica puede variar en años o décadas. En escalas de tiempo menores a un año, las
variaciones estacionales son mucho más predecibles, y dependiendo de la localidad, incluso es
posible encontrar variaciones a lo largo del día. Esto último es muy importante para la integración
de sistemas eléctricos.
Para determinar si la construcción de un parque eólico es viable, su estudio requiere de
datos sobre la velocidad y dirección del viento, los cuales deben ser medidos en promedios
horarios y así resultando una serie de datos con los que es posible determinar una probabilidad de
obtener cierta intensidad de viento durante el año (Rudnick, 2010).
Para el aprovechamiento del viento para la generación de energía eléctrica, se utilizan
generadores eólicos, que están diseñados para convertir la energía del movimiento del viento
(energía cinética) en energía mecánica. Después, en los generadores de la turbina, la energía
mecánica es convertida en electricidad. Ésta puede ser almacenada en baterías o usarse
directamente. Su uso más frecuente es para sistemas de telecomunicación y de viviendas
(Morales, 2008).
63
Los componentes de un generador eólico principalmente son (Fig. 5.1) (De Toro, 2007):

Góndola: Es el contenedor de los componentes del aerogenerador, los operarios pueden
entrar a ella.

Buje del rotor: Está acolado a un eje de baja velocidad del aerogenerador.

Palas del rotor: Se encargan de capturar el viento y transmiten potencia al buje, es
parecido a las alas de un avión.

Eje de baja velocidad: Conecta el buje del rotor al multiplicador y gira muy lentamente.
Contiene conductos del sistema hidráulico para el funcionamiento de los frenos aerodinámicos.

Eje de alta velocidad: Permite el funcionamiento del generador eléctrico. Está equipado
con un freno de disco mecánico de emergencia; éste es usado en caso de fallo mecánico o en
labores de mantenimiento de la turbina.

Multiplicador: Permite que el eje de alta velocidad gire más rápidamente que el eje de
baja velocidad.

Generador eléctrico: También llamado generador asíncrono o de inducción.

Mecanismo de orientación: Se activa con un controlador electrónico que vigila la dirección
del viento usando una veleta. Generalmente orienta la turbina pocos grado cuando la dirección del
viento cambia.

Controlador eléctrico: Con un ordenador, monitoriza continuamente las condiciones
generales de aerogenerador y controla el mecanismo de orientación. En caso de emergencia para
automáticamente el aerogenerador y emite una alarma.

Sistema hidráulico: Es usado para restaurar los frenos aerodinámicos del aerogenerador.

Unidad de refrigeración: Contiene un ventilador eléctrico y enfría el generador eléctrico.
Tiene una unidad de refrigeración de aceite empleada para enfriar el multiplicador. Algunas
turbinas tienen unidades de refrigeración por agua.

Anemómetro y Veleta: Miden la velocidad y dirección del viento respectivamente. Las
señales electrónicas que emite el anemómetro son usadas por el controlar electrónico del
aerogenerador para conectarlo cuando el viento alcanza 5 m/s. Si la velocidad del viento excede
los 25 m/s, el controlador parará el aerogenerador. La veleta es usada para girar el aerogenerador
en contra del viento.

Torre del aerogenerador: Soporta la góndola y el rotor. Pueden estar hechas de acero,
celosías u hormigón.
64
Figura 5.1 Componentes principales de una aerogenerador. Fuente: (De Toro, 2007)
5.2 Reforestación
Actualmente se reconoce la importancia de los bosques como un medio para mitigar las
emisiones de gases efecto invernadero, considerados los causantes del cambio climático.
Particularmente el CO2 que es el gas con mayor participación y se fija a través del proceso de
fotosíntesis. Así, para contrarrestar las emisiones de carbono, los proyectos de reforestación
representan un importante medio para la prestación de este servicio ambiental (SEMARNAT,
2009c).
En principio, el coste de repoblar extensiones vegetales no es elevado, pero su eficacia es
de corto alcance y la reducción del CO2 es limitada. Es importante considerar el tipo de especies
vegetales introducidas en cada plan de reforestación, ya que deben ser compatibles en el
ecosistema en general; además del uso de fertilizantes adecuados para estimularla (Fundación
Universitaria Iberoamericana, 2011).
65
5.3 Disponibilidad y abastecimiento de agua
El agua era considerada un recurso inagotable hasta hace algunos años, pero ya no debido
a su gran demanda y su contaminación; lo cual ha resultado en su gran escasez. Algunas vertientes
que tiene este problema son la creciente actividad humana y sus requerimientos de bienes o
insumos, el cambio del uso del suelo; el crecimiento poblacional y otros. Aún así, todas las
actividades que requieren del consumo del agua convergen en este elemento, cuya cantidad no
aumenta y su disponibilidad es cada vez menor por la demanda y por la calidad, así como por otras
acciones como la desertificación y las sequías (Cervantes y Barradas, 2006).
Con todo lo descrito anteriormente es que surge la necesidad de conservar, proteger y
sobre todo administrar el agua disponible para consumo humano, de ahí es que surgen los
sistemas de abastecimiento de agua potable y de alcantarillado sanitario respectivamente,
cada uno cumple la función de regular y controlar la cantidad de agua con la que se va a dotar
y a retirar en específico en un determinado tiempo (Santos, 2012).
5.3.1 Disponibilidad y abastecimiento de agua en la Ciudad de
Xalapa, Veracruz.
Xalapa se ubica en el límite noreste de la zona sureste, dentro de lo que se conoce como
Zona Montañosa Central de Veracruz (ZMCV). La precipitación media en esta zona oscila entre los
mil 500 y los dos mil mm. anuales, de los cuales un poco más del 70% ocurre entre junio y octubre
(Gobierno del Estado de Veracruz, 2012).
De acuerdo con datos del INEGI (2013) el crecimiento poblacional de la ciudad de Xalapa
ha incrementado bastante después de pasar de 122 mil habitantes en 1970 a 373 mil en el año
2000.
Hacia finales de la década de los ochenta (cuando la ciudad contaba con una población de
289 mil habitantes) y antes de la construcción del acueducto Huitzilapan-Xalapa, se requería de un
abastecimiento de mil litros por segundo (lps), de los cuales sólo se suministraban 650, así que el
déficit de abastecimiento era del 35%. Este déficit fue reducido con la construcción del acueducto
antes mencionado, permitiendo tener un aporte de 500 lps. Pero esto implicó traer agua a la
ciudad desde el estado de Puebla (Cervantes y Barradas, 2006).
Yapo Allé-Ando citado en Cervantes y Barradas (2006), realizó un ejercicio de cálculo de
demanda diaria de agua por habitante (ya que no existía ese registro), sin considerar el tipo de
conexión (doméstica, comercial, industrial) entre el total de la población que cuenta con
suministro. Los resultados mostraron que la demanda promedio de agua en la ciudad es de 180 a
220 litros por día por persona (lpd/p). La demanda baja de agua ocurre en la mayor parte del año
(de julio a febrero), y la demanda alta ocurre en la temporada cálida-seca de la zona (de marzo a
junio). Durante la temporada de demanda alta, la demanda oscila entre los 300 y los 325 lpd/p. Se
realizó una estimación de la demanda de agua en Xalapa para el año 2010, tomando como base las
tasas de crecimiento poblacional de la ciudad en los últimos 50 años (3.9%) y la del año 2000
(2.9%).
66
El ejercicio anterior se utilizó para calcular el déficit de agua tanto en el periodo de
demanda alta como de baja (obteniéndolo por un simple balance), comparando la capacidad de
suministro a la demanda. Así, se revelaron dos condiciones (Cervantes y Barradas, 2006):

En el peor escenario al crecimiento poblacional del 3.9%, el déficit de suministro de agua
en el periodo de alta demanda alcanzó hasta los 500 lps; y para el crecimiento poblacional del
2.9%, el déficit estimado fue del orden de los 300 lps.

En la temporada de demanda baja, solamente con el mayor crecimiento poblacional
habría un déficit estimado en un poco más de 100 lps. El porcentaje de población afectada por
estos déficits varía del 4 al 25%. Y aunque el crecimiento poblacional de la ciudad ha disminuido, el
aumento del 3.9% no es descartable fácilmente, porque existe inmigración en diferentes niveles
(local, estatal, nacional).
Si bien en la ZMCV la deforestación de las zonas altas es un factor que ha influido en la
disminución del suministro y calidad del agua que se recibe en las ciudades y comunidades de esta
región, existen pocos y aislados estudios que han hecho un balance hídrico y han estudiado la
calidad del agua (Cervantes y Barradas, 2006).
67
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