Facultad de Filosofía y Letras - UBA

UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE FILOSOFÍA Y LETRAS
Departamento de Geografía
Climatología
Carlos E. Ereño – Silvia Núñez
Unidad 3.2
Año 2006
HUMEDAD Y PRECIPITACIÓN
∗
PROPIEDADES FÍSICAS DEL AGUA
Dentro de los límites normales de temperatura y presión existentes en la tropósfera (donde
se concentra el vapor de agua), el elemento AGUA puede existir en cualquiera de sus tres estados:
sólido, liquido o gaseoso. Normalmente, a temperaturas inferiores a 0ºC, se presenta en estado
sólido (HIELO). Al fundir, el hielo absorbe 80 cal/gr (calor latente de fusión).
El VAPOR DE AGUA, gaseoso e invisible, puede existir bajo todas las temperaturas
normales de la troposfera si bien, cuando éstas son muy bajas, es necesario la ocurrencia simultánea
de bajas presiones. Su densidad varia dentro de amplios limites. Al condensar, el vapor de agua
libera 597 cal/gr (calor latente de condensación)
En la sublimación, el calor absorbido por volatilización o liberado en la sublimación es
mayor que en los casos precedentes puesto que los calores de fusión y evaporación deben sumarse.
∗
LA PRESIÓN DEL VAPOR DE AGUA
El aire seco es una mezcla de gases cada uno de los cuales ejerce su propia presión parcial,
en función de la cantidad que se encuentra presente en la mezcla (Ley de Dalton). Cuando se
incorpora VAPOR DE AGUA al aire seco, el primero ejerce su propia presión parcial en la mezcla
gaseosa. En Meteorología, suele denominarse tensión de vapor (e) a esta presión parcial. La presión
atmosférica generada por el aire húmedo será igual, pues, a:
Presión atmosférica = Presión aire seco + Tensión de vapor
p
∗
=
pas
+
e
LA TENSIÓN DE VAPOR DE SATURACIÓN
La cantidad máxima de vapor de agua que puede albergar el aire depende de su temperatura.
120
Cuanto mayor sea su temperatura, tanto mayor es la cantidad de vapor de agua que puede retener.
Se dice que el aire esta SATURADO cuando alcanza ese valor máximo. Consideremos ahora las
curvas de equilibrio entre las tres fases del agua, para analizar las distintas formas en que se puede
saturar el aire:
Supongamos una muestra de aire con una temperatura inicial igual a TA y una tensión de
vapor igual a e (TA) (punto A del gráfico). La máxima cantidad de vapor de agua que esta muestra
de aire puede contener es función de su temperatura. Luego, para la temperatura TA, esta cantidad
queda representada por es (TA) (punto B del gráfico). La diferencia e (TA) - es (TA) recibe el nombre
de déficit de saturación. De acuerdo a esto, un procedimiento de saturación de la masa de aire en
consideración consistiría en añadirle más vapor de agua, manteniendo constante su temperatura
(proceso isotérmico).
El mismo gráfico nos muestra que otra forma de saturar la muestra de aire, representada por
el punto A, seria enfriándola sin modificar en absoluto su contenido de humedad. Al alcanzar la
temperatura un valor igual a TR, se lograría la saturación (proceso isobárico). La temperatura recibe
el nombre de temperatura de punto de rocío.
Una tercer forma de alcanzar la saturación muy común en la atmósfera es a través del
ascenso (espontáneo o forzado) de aire húmedo hasta niveles de presiones menores (proceso de
expansión), sin que se produzca intercambio alguno de energía o de materia con el entorno (proceso
adiabático). Durante la expansión adiabática, el aire se enfría manteniendo constante su contenido
de vapor. Por medio de este proceso, llegará un momento en que la cantidad de vapor presente sea
saturante para la temperatura alcanzada (temperatura de saturación). Allí aparecerá la fase liquida,
dando así origen a una nube, denominándose el nivel donde se alcanza la saturación por este
proceso, nivel de condensación (base de la nube).
∗
INDICADORES DEL CONTENIDO DE HUMEDAD DEL AIRE
a) Humedad Relativa
121
Se denomina así al cociente entre la cantidad de vapor de agua contenida en el aire y la
máxima que éste podría contener a su temperatura, expresado en forma porcentual. Como indicador
de la cantidad de vapor de agua se usa la tensión de vapor.
HR = e / es (T) * 100
b) Humedad absoluta
Aunque la humedad relativa es un dato de gran importancia sobre el grado de sequedad del
aire con respecto a la saturación, no da idea de la cantidad real de vapor de agua presente en el aire.
Esta cantidad, denominada humedad absoluta (ρ) o densidad del aire, se mide en gramos de vapor
por metro cúbico de aire. Para cada temperatura del aire, existe una masa máxima de vapor de agua
que 1 m3 de aire puede contener (la cantidad de saturación).
ρ = mv / vol
c) Humedad específica
Un inconveniente de utilizar la humedad absoluta cuando se estudia la humedad del aire es
que, cuando éste se eleva o desciende, sufre modificaciones de volumen, expandiéndose o
comprimiéndose. Luego, la humedad absoluta correspondiente a una misma masa de aire no es
constante. De ahí que suela preferirse otro parámetro para medir la humedad del aire: la humedad
especifica (q), que es el cociente entre la masa de vapor de agua y la masa de aire húmedo
(incluyendo el vapor de agua). La humedad específica se expresa en gramos de vapor de agua por
kilogramo de aire húmedo. Cuando una determinada masa de aire se eleva sin perder ni ganar
humedad, “q” permanece constante, a pesar del aumento de volumen. Para aire extremadamente frío
y seco (Ártico o Antártida en invierno), “q” puede ser tan solo 0,2 gramos por kilogramo, mientras
que el aire cálido y húmedo de las regiones tropicales puede contener hasta 28 gr/kg. La variación
total a escala mundial es tal que los valores máximos de “q” pueden llegar a ser 100 o 200 veces
mayores que los valores mínimos.
q = mv / mh
d) Relación de mezcla
En meteorología suele usarse, también, la relación de mezcla (w) definida como el cociente
entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco (sin vapor). Se expresa en gramos de vapor
por kg. de aire seco. La proporción de mezcla w difiere, numéricamente, muy poco de la humedad
especifica.
w = mv / ma
e) Tensión de vapor
Como ya lo adelantamos, es la presión parcial que genera el vapor de agua en el aire
húmedo, en función de la cantidad de vapor que se encuentra presente en la mezcla. Si bien a una
dada temperatura, el aire puede albergar distintas cantidades de vapor, solo existe una única
cantidad que lo satura a dicha temperatura.
Consecuentemente,
e ≠ f (T )
pero
122
es = es(T )
f) Temperatura de rocío
Puesto que existe una relación funcional directa entre la tensión de vapor y la temperatura de
punto de rocío (Tr), esta última también sirve como indicador del contenido de humedad del aire.
Para tener idea de los valores que puede tomar la Tr en relación con la masa de vapor presente en el
aire húmedo, se presenta a continuación una Tabla que correlaciona ambos parámetros:
ρ (gr/m3)
28
20
15
11
8
5
4
3
2
Tr (ºC)
30
25
20
15
10
5
0
-5
- 10
A su vez, la diferencia entre la temperatura del aire y la temperatura de punto de rocío,
denominada depresión del punto de rocío, nos dice cuantos grados debe descender la temperatura
para que se sature isobáricamente.
- Si HR = 100%
T = Tr
- Cuanto más difieran T y Tr
más lejos se estará de la saturación del aire.
Ejemplos:
Si
∗
T = 40º C y Tr = 13º C
T = 25º C y Tr = 0º C
T = 10º C y Tr = -10º C
HR = 20 %
HR = 20 %
HR = 20 %
DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE LA HUMEDAD
La mayor parte de la humedad que contiene la atmósfera se encuentra concentrada debajo de
los seis primeros kilómetros sobre la superficie terrestre.
123
Variación vertical del contenido de vapor de agua en la atmósfera en Pórtland, Maine
Puede verse también que el efecto de las estaciones del año es más marcado en,
aproximadamente, los 3000 m inferiores, es decir, por debajo de los 700 hPa.
La distribución global del contenido de vapor de agua en enero y julio aparece ilustrado en las
Figuras siguientes:
124
Promedio del vapor de agua contenido en la atmósfera, en enero (arriba) y julio (abajo).
Las cifras indican centímetros de agua precipitable (según Bannon y Steele, 1960). Período:
1951-1955.
Sobre la parte meridional de Asia, durante el monzón estival, una columna de aire contiene de
5 a 6 cm de agua susceptible de producir precipitación.
En cambio, en zonas de los desiertos tropicales, esta cantidad es inferior a 1 cm. Los valores
mínimos de 0,1 y 0,2 cm se registran, en invierno, sobre las latitudes altas y el interior de los
continentes del H.N.
*
TRANSPORTE DE HUMEDAD
-2
-1
Exceso de evaporación sobre la precipitación (línea llena) dado por Sellers (1966) en g cm año
(escala a la izquierda) transporte de humedad en la atmósfera hacia el norte según lo requiere el
11
-1
balance (línea de trazos) en unidades 10 g seg (escala a la izquierda)
La atmósfera transporta humedad tanto horizontalmente como verticalmente. En la Figura
125
anterior aparecen ilustradas las cantidades que deben ser transportadas en dirección meridional para
mantener el equilibrio de humedad en una determinada latitud (es decir, precipitación - evaporación =
cantidad neta de humedad que se incorpora al aire). Un hecho relevante es el transporte hacia el
ecuador, en latitudes bajas, y hacia el polo, en latitudes medias.
La evaporación local no constituye, en general, la principal fuente de la precipitación. Por
ejemplo, sólo el 6% de la precipitación anual sobre Arizona tiene origen local; el resto ha sido
transportado hacia esa zona (advección de humedad).
Incluso, cuando hay humedad en la atmósfera en una región determinada, sólo suele
convertirse en precipitación una pequeña parte de ella.
Esto depende de la eficiencia de los mecanismos de condensación y precipitación, a escala
microfísica como a gran escala.
*
DISTRIBUCIÓN MERIDIONAL DE LA TENSIÓN DE VAPOR Y DE LA HUMEDAD
RELATIVA
Las figuras siguientes ilustran la variación latitudinal de la tensión de vapor (arriba) y la
humedad relativa (abajo):
La humedad relativa disminuye con la latitud hasta unos 30º aproximadamente, para luego
volver a aumentar. En general disminuye con la altura. La humedad relativa durante el verano es
generalmente mayor que durante el invierno.
126
•
VARIACIÓN DIARIA DE LA HUMEDAD RELATIVA
Valores medios de humedad relativa y temperatura para el mes de mayo en
Washington DC., EEUU.
Notar que el ciclo diario de la humedad relativa está en fase opuesta al de la temperatura del aire.
*
PRECIPITACION
Teniendo en cuenta la distribución de presión y vientos en la superficie y en la tropósfera y,
además, la migración de los sistemas de presión y vientos con el Sol (aproximadamente 10° en el año),
es posible inferir rápidamente cómo sería la distribución espacial de las lluvias en una Tierra de
superficie homogénea:
Perfiles meridionales medios de la precipitación (línea llena) en una TSH, en una
TSR (cruces) la nubosidad (igual que la precipitación excepto línea de raya y
puntos) y la presión atmosféricas (línea de trazos)
En la zona marcada como "cinturón de desiertos", la circulación de los oestes puede dar lugar
a algunas precipitaciones. Como ya lo viéramos anteriormente, al hablar de las altas y bajas
segregadas, puede ocurrir que algún "meandro" ciclónico quede segregado de la circulación general y
llegue hasta aproximadamente 20° de latitud; en estos casos, aún en las zonas desérticas, puede llover
en forma intensa.
Los sistemas frontales (frentes fríos y calientes) son perturbaciones propias de la circulación
general del oeste de latitudes medias. Entre los 40° y 70° hay precipitaciones durante todo el año
debido al permanente "barrido" de la región por frentes.
127
* REGIONES DE PRECIPITACION EN UNA TIERRA DE SUPERFICIE HOMOGENEA
(H.S.)
Latitud
Características
Causas
Precipitación
Anual
Tipo
Vegetación
3°N-8°S
2 max, 2 min, abundante
lluvia todo el año
movimiento de la
CIT
2000 / 3000 mm
ECUATORIAL
PLUVISELVA
8°S-15°S
desplazamiento de
la CIT al hemisferio de verano +
precipitaciones invernales escasas; lluvias ondas del este. Invierno = predomiestivales
na subsidencia de
CSTA.
1000 / 2000 mm
TROPICAL DE
SABANA
SABANA
15°S-20°S
precipitaciones estivales
ligeras, sequías
invernales prolongadas
cercanías del
CSTA
1000 / 200 mm
TROPICAL
ESTEPARIO
ESTEPA
20°S-30°S
sin precipitaciones (algo
puede haber por
meandros)
CSTA
< 100 mm
DESIERTO
DESIERTO
30°S-35°S
verano sin preposición extrema
cipitaciones, invierno
CSTA + meandros
con precipitaciones ligeinvernales.
ras.
200 / 500 mm
SUBTROPICAL
ESTEPARIO
ESTEPA
35°S-40°S
verano sin precipitaciones, invierno
con precipitaciones.
movimientos del
CSTA y del CSPB.
500 / 1000 mm
SUBTROPICAL
CITRUS, PRADERA
40°S-55°S
meandros + bajas +
frentes = lluvia todo el
año.
CSPB
1000 / 2000 mm
TEMPLADO
BOSQUE (H.N) AGUA
(H.S)
55°S-70°S
precipitaciones durante
todo el año, en forma
líquida o sólida, en
disminución hacia el
sur.
CSPB
400 / 1000 mm
SUBPOLAR
AGUA (H.S)
TUNDRA (H.N)
70°S-90°S
precipitaciones muy
escasas durante todo el
año, en forma sólida.
CSPB
+
Alta polar
POLAR
NIEVES Y HIELOS ETERNOS
En las figuras siguientes se ilustran las marchas anuales de precipitación correspondientes a las
diferentes zonas climáticas:
128
Al considerar una Tierra de superficie real, con continentes y océanos, topografía, etc., este
esquema puede quedar regionalmente modificado. Influyen en ello:
•
brisas de mar y tierra (en islas y costas, por el desarrollo de sistemas térmicos sobre tierra);
•
brisas de valle y montaña ;
•
movimientos ascendentes y descendentes sobre las costas, en función de la dirección en la que
sopla el viento;
•
desarrollo de sistemas térmicos sobre los continentes;
•
efecto orográfico, generado por cadenas montañosas perpendicularmente a la dirección del
flujo de aire principal.
Latitud
Océano
Continente
Promedio (pesado)
Latitud
Océano
Continente
Promedio (pesado)
90/80
4.4
4.4
4.4
80/70
8.4
5.7
7.6
70/60
26.9
12.0
16.4
Hemisferio Norte
60/50
50/40
40/30
44.2
53.2
46.3
19.2
20.2
23.2
30.2
359
34.8
30/20
35.3
26.6
32.0
20/10
49.3
32.1
44.8
10/0
78.4
55.3
73.1
90/80
1.8
0.7
0.7
80/70
4.0
3.1
3.3
70/60
10.2
6.7
18.1
Hemisferio Sur
60/50
50/40
40/30
42.0
48.0
38.6
38.1
31.4
22.2
42.0
47.6
36.8
30/20
36.2
26.0
33.9
20/10
46.6
42.8
45.7
10/0
55.7
60.6
56.7
Comparación de la precipitación sobre océanos y continentes (promedios latitudinales expresados en
pulgadas)
129
Notar que:
• EC/10º
precipitación HN > precipitación HS
• 10º/70º
precipitación HN < precipitación HS
• 70º/90º
precipitación HN > precipitación HS
Las características reales del campo medio de la precipitación pueden apreciarse en la Figura
que se muestra en la página siguiente.
Las singularidades más relevantes son:
1)
Las regiones afectadas por el CSTA son desérticas en los bordes occidentales de los macizos
continentales (SW de EE.UU, norte de México, norte de Africa, Arabia, Irán y Afganistán en
el H.N.; Sudamérica, Sudáfrica y oeste australiano, en el H.S.).
2)
La interrupción de las zonas desérticas en el borde oriental de los continentes. Como
excepción, en América del Sur la zona árida se extiende, en el sur, hasta el borde oriental.
3)
Mayores precipitaciones a barlovento de las cadenas montañosas perpendicularmente al flujo
de aire (ejemplo: EE.UU, Sudamérica, Escandinavia).
4)
Incremento de las precipitaciones entre 40°- 50° debido al contínuo barrido de depresiones
migratorias y frentes.
130
131
Récords de precipitación:
•
Ausencia de lluvias durante 14 años seguidos: Iquiqué, CHILE
•
Mínimo mundial de precipitación media anual (en 53 años): 0,8 mm anuales, Arica,
CHILE
•
Máximo de precipitación media anual en América del Sur: 8.992 mm, Quibdo,
COLOMBIA
•
Récord mundial de lluvia en un minuto: 31,2 mm, Unionville, Estados Unidos
•
Récord mundial de precipitación media anual: 11.684 mm, Mt. Waialeaie, Kauai, Hawai
•
Máximo de precipitación media anual en América del Norte: 6.655 mm, Henderson
Lake, B.C., Canadá
•
Máximo de precipitación media anual en Africa: 10.287 mm, Debundcha, Camerún
•
Máximo de precipitación media anual en Asia: India 1.633 mm, Cherapundji
•
Récord mundial de lluvias en un mes: 9.300 mm (julio de 1861) Cherapundji, India
•
Récord mundial de lluvias en 12 meses: 26.461 mm (agosto de 1860 a julio de 1861)
Cherapundji, India
•
Récord mundial de lluvias en un día: 1.870 mm, Cilaos, Isla de la Reunión, océano
Indico, HS
* INFLUENCIA DE ALGUNOS MECANISMOS LOCALES SOBRE LA PRECIPITACIÓN
* Bajas térmicas continentales
Como ya lo adelantamos, en VERANO, sobre los continentes muy calientes, se forman bajas
térmicas que interrumpen el CSTA. La aparición de estos sistemas térmicos deforma localmente la
circulación del aire.
Ejemplo: baja térmo-orográfica del NW argentino.
132
La presencia de la baja permite que el borde oriental del continente se vea beneficiado con el
aporte de aire caliente y húmedo proveniente de la zona tropical. Por esta razón, en el sector oriental
de los continentes, en latitudes del CSTA, se interrumpen los cinturones de desiertos, dando paso a
regiones beneficiadas con precipitaciones abundantes.
*
Efecto orográfico de cadenas perpendiculares al flujo de aire
El aire húmedo proveniente del Pacífico es forzado a ascender por el obstáculo orográfico. En
su ascenso se expande adiabáticamente, enfriándose a razón de 0,6°/100 m, condensando el vapor de
agua y dando lugar a nubosidad y precipitaciones.
Al descender del lado argentino, se comprime adiabáticamente, calentándose a razón de
1°/100 m y perdiendo su ya pobre humedad por evaporación.
Luego, del lado de sotavento, tenemos al siguiente esquema:
DESCENSO DEL AIRE
SECO Y MÁS CALIDO
SIN NUBOSIDAD
PRECIPITACIONES
ESCASAS
RADIACION SOLAR
INTENSA
VEGETACION POBRE
( ESTEPA )
EFECTO DE
INVERNADERO POBRE
GRANDES AMPLITUDES
TERMICAS
133