HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - APUNTES METEOROLOGIA Y CLIMATOLOGIA 1.2.1.- Definiciones: GEOFISICA es la ciencia que estudia los fenómenos físicos que se producen en los tres constituyentes fundamentales de la Tierra: litosfera, hidrosfera y atmósfera. METEOROLOGIA es la rama de la Geofísica que estudia los fenómenos físicos que se producen en la envoltura gaseosa de la tierra, es decir la atmósfera. CLIMATOLOGIA es la rama de la Geofísica que estudia el estado medio de los fenómenos físicos que se producen en la atmósfera, y que definen el Clima de un lugar. TIEMPO es el estado atmosférico instantáneo o durante un lapso de tiempo reducido. CLIMA es la caracterización del estado medio de la atmósfera en un lugar de la superficie terrestre expuesta en los valores medios de un conjunto de parámetros meteorológicos. 1.2.2.- La Atmósfera 1.2.2.1.- Composición de la Atmósfera La atmósfera es una mezcla de gases compuesta por nitrógeno, oxígeno, argón, dióxido de carbono y vapor de agua en un 99,997% hasta una altura de 90 Km. La distribución media de los gases constituyentes del aire seco por debajo de los 25 Km se presenta en la siguiente tabla: Componente Nitrógeno Oxígeno Argón Dióxido de Carbono Símbolo N2 O2 Ar CO2 Volumen (%) 78,08 20,94 0,93 0,03 Ne He O3 H Kr Xe Me 0,0018 0,0005 0,00006 0,00005 Indicios Indicios Indicios Neón Helio Ozono Hidrógeno Criptón Xenón Metano El vapor de agua constituye hasta el 4% en volumen de la atmósfera a baja altura desapareciendo casi totalmente por encima de los 10 o 12 Km. El ozono (O3) se encuentra concentrado principalmente entre los 15 y 35 Km de altura. 1.2.2.2.- Estructura de la Atmósfera, sus capas. La atmósfera para su estudio es dividida en capas, lo cual puede realizarse atendiendo a la composición de la misma o a la variación de la temperatura con la altura, dependiendo ello del tipo de estudio a realizar. La estructura de la atmósfera de mayor difusión atiende a la variación de la temperatura con la altura y divide a la misma en cinco capas : -1- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - La troposfera es la región comprendida entre la superficie terrestre y una altura que varía latitudinalmente y temporalmente, pero que en valores medios se ubica a unos 8 km. en el polo y 16 km. en el ecuador. En esta región se producen la mayoría de los fenómenos meteorológicos, contiene el 75% de la masa gaseosa atmosférica y la mayor parte del vapor de agua atmosférico. En ella se tiene un descenso de temperatura con la altura según un gradiente de -6,5ºC/km. El límite superior de esta región se denomina tropopausa, se encuentra a unos -58ºC y está caracterizado por una inversión de temperatura, ya que a partir de ésta la temperatura aumenta con la altura. La estratosfera se ubica por sobre la tropopausa y hasta una altura de aproximadamente 50 km, donde se ubica otra zona de inversión de temperatura denominada estratopausa. En esta región la temperatura aumenta con la altura hasta un máximo que se alcanza en la estratopausa con valores medios de 0ºC. Se caracteriza por tener la mayor parte del ozono atmosférico concentrado hasta unos 35km. de altura. La mesosfera se ubica entre la estratopausa y una zona de inversión de temperatura denominada mesopausa, ubicada a unos 80km de altura. En coincidencia con la mesopausa se alcanza la menor temperatura de la atmósfera -90ºC. En esta zona la presión atmosférica es ya prácticamente nula. La termosfera se ubica por sobre la mesopausa y hasta una altura de aproximadamente 400 a 500 km, donde se ubica la termopausa a partir de la cual la temperatura se hace independiente de la altura. Se caracteriza por su gran gradiente térmico lo que permite el desarrollo de temperaturas que pueden superar los 1000ºK. Esta zona usualmente es denominada también Ionosfera, por la presencia en ella de gran cantidad de partículas ionizadas entre los 100 y los 300 km. de altura. Se produce en esta región la mayor absorción de rayos ultravioleta. La exosfera es la zona por encima de la termopausa y donde la temperatura se hace independiente de la altura. En esta deja de tener valides las leyes de los gases. 1.2.3.- Energía Atmosférica. La fuente fundamental de energía que recibe la atmósfera terrestre proviene del sol, el cual radia continuamente parte de su masa al espacio en forma de energía electromagnética, constituyéndose de esta manera en la clave de los procesos atmosféricos. 1.2.3.1.- Emisión Solar, (Insolación). La denominada Constante Solar es la energía solar que recibe una superficie perpendicular a un rayo de sol ubicada en el límite superior de la atmósfera, que resulta tener un valor de aproximadamente 2,0 Cal/cm2/min, o 1,396 kw/m2. El valor de la Constante Solar antes expuesto experimenta variaciones periódicas del 1 al 2 % relacionadas con el ciclo de las manchas solares. Existe una Variación Estacional y una Variación Latitudinal en los valores de Insolación, los cuales surgen de tres factores que la afectan : a) La distancia al Sol que varía estacionalmente merced a la excentricidad de la órbita que la tierra describe alrededor del Sol. b) La altura del Sol, es decir el ángulo formado por sus rayos y la tangente a la tierra en un punto de observación. Esta tiene una variación anual o estacional, diaria y latitudinal. c) La duración del día. Es obvio que cuanto mas largo es el día mayor será la energía recibida. Esta tiene una variación estacional a excepción de la zonas ecuatoriales. 1.2.3.2.- Insolación recibida en la superficie terrestre. Efectos de la Atmósfera sobre la Radiación Solar. No toda la radiación solar incidente en el límite superior de la atmósfera llega a la superficie terrestre. Si la radiación que incide sobre la parte superior de la atmósfera fuese del 100%, la que absorbería la superficie terrestre es solo el 47%. Ello se debe a la presencia de la atmósfera produciendo efectos de: absorción, reflexión y dispersión. -2- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - La Absorción es el proceso por el cual la radiación alcanza un cuerpo y se transforma en él en energía térmica, aumentando su temperatura. Sucede en la atmósfera con parte de la radiación solar que es absorbida por el ozono, el vapor de agua y las gotas de agua. La Reflexión se produce cuando la radiación al incidir sobre un cuerpo es desviada o devuelta sin modificar sus caracteres. Se produce reflexión de la energía solar hacia el espacio sobre las nubes y sobre la superficie terrestre. La dispersión es un fenómeno similar a la reflexión, diferenciándose de éste en que la radiación modifica sus caracteres al ser devuelta o desviada. Es el caso de la radiación difundida por las moléculas de gases, gotas de agua y partículas de polvo presentes en la atmósfera, que en parte lo hace hacia la superficie terrestre y en parte hacia el espacio. La radiación recibida y absorbida por la superficie terrestre es influenciada por muchos factores que interactúan haciendo complejo el balance de radiación. Entre estos se puede citar : La nubosidad. Esta si es lo suficientemente espesa y completa forma una importante barrera para la insolación. Las nubes también operan con un efecto contrario, ya que retienen una buena parte del calor, que de otra forma, sería perdido por la tierra en forma de radiación. La latitud. Esta ejerce un control muy importante sobre la insolación, ya con esta afecta : la duración del día, la oblicuidad de los rayos del sol y el espesor de las atmósfera que estos rayos deben atravesar. Tipo de superficie receptora. La radiación solar que llega a la superficie terrestre es absorbida o reflejada en proporciones que varían con el tipo de superficie. Mientras el mar tiene tendencia a almacenar el calor que recibe, la tierra tiende a devolverlo a la atmósfera. Un bosque refleja entre un 9 y un 18%, un desierto entre 30 y 40%, la nieve hasta un 85% y el mar solo entre un 2 al 3% para cuando el ángulo de elevación solar no es bajo. La elevación y la topografía. Cuando se estudia la insolación a escala local las diferencias de elevación y la orientación de la superficie receptora influyen fuertemente sobre la insolación recibida. Como ejemplo se tienen las laderas orientadas hacia el sur en cadenas montañosas del hemisferio sur reciben menos insolación que las orientadas hacia el norte. 1.2.3.3.- Balance calórico en la Tierra. Se resume a continuación la distribución vertical de calor en sistema tierra - atmósfera : La radiación procedente del sol llega a la tierra en forma de onda corta y sale de ella en forma de onda larga. De toda la radiación que llega a la superficie de la tierra que se adoptará equivalente a 100 unidades, 2 unidades son absorbidas por la estratosfera, principalmente por el ozono ; 15 unidades son absorbidas por la troposfera por el ozono, el vapor de agua y las gotas de aguas de las nubes ; 23 unidades son reflejadas hacia el espacio por las nubes y 7 por la superficie terrestre, mientras 6 unidades son difundidas hacia arriba por las moléculas de aire, las gotas de agua y las partículas de polvo. Las 47 unidades restantes llegan a la superficie terrestre en parte en forma directa (31 unidades) o en forma de radiación difusa que es trasmitida por las nubes o por la dispersión hacia abajo (16 unidades). La radiación de la tierra en onda larga como cuerpo negro es equivalente a 98 unidades, siendo éstas absorbidas en su mayor parte por la atmósfera, especialmente por medio del dióxido de carbono, el vapor de agua y las gotas de agua de las nubes, aunque 7 unidades se pierden hacia el espacio. La troposfera radia 78 unidades hacia la superficie terrestre y 57 unidades hacia el espacio. Es importante destacar que la radiación de onda larga no es solo terrestre sino que la atmósfera también lo hace. Tienen particular importancia en ello las nubes que actúan como cuerpos negros. Existe un intercambio de calor entre la tierra y la atmósfera como calor sensible (5 unidades) y como calor latente (22 unidades). Atendiendo a lo anterior queda expuesto que el balance energético es de 100 unidades en la superficie superior de la atmósfera ; de 135 unidades en la troposfera y de 125 unidades en la superficie terrestre. 1.2.3.4.- Energía atmosférica. Transporte horizontal de calor. -3- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - La cantidad de energía recibida por las distintas latitudes varía de un modo sustancial : en termino medio se puede decir que la cantidad de energía que recibe el ecuador anualmente es 2,5 veces superior a la que reciben los polos. Si se tiene en cuenta que la energía emitida es aproximadamente uniforme, se tendría de no mediar otro factor una acumulación de calor en la zona intertrópical con el consiguiente aumento de temperatura y un déficit en los polos con una disminución en ellos de la temperatura. Ello no es así merced al transporte horizontal de calor que produce un movimiento de energía desde los trópicos hacia los polos. El transporte de calor se realiza hacia los polos por medio de la atmósfera y los océanos, siendo la primera responsable del 80% del transporte aproximadamente. El transporte horizontal (advección de calor) tiene lugar tanto en forma de calor latente, (es decir vapor de agua que luego se condensa), como de calor sensible, (es decir masas de aire caliente). 1.2.3.5.- Instrumental para medir radiación solar. El instrumental para medir radiación solar disponible actualmente se enuncia a continuación : Pirheliómetro. Es un instrumento destinado a medir la intensidad calórica de la radiación solar directa que incide perpendicular a una superficie receptora. Piranómetro. Es un instrumento que mide la intensidad calórica de la radiación total, (es decir la directa mas la difundida por la atmósfera y las nubes), recibida sobre una superficie receptora horizontal. Cuando estos aparatos poseen un mecanismo inscriptor que registra continuamente en el tiempo las variaciones en la intensidad calórica de la radiación solar de denominan Pirheliógrafos y Piranógrafos, respectivamente. 1.2.4.- Temperatura del Aire. De acuerdo al balance calórico en la atmósfera el aire atmosférico se enfría y calienta adquiriendo distintas temperaturas en las distintas épocas del año, horas del día y regiones del planeta. 1.2.4.1.- Variación temporal de la temperatura del aire. Considerando zona Ecuatoriales la temperatura se mantiene prácticamente uniforme durante las distintas épocas del año. Ello no sucede así en el resto del planeta donde la temperatura presenta variaciones estacionales importantes. Las variaciones diarias de la temperatura son también apreciables, ya que la temperatura varía con cada hora del día. 1.2.4.1.1.- Variación normal diaria de la temperatura del aire. Debido fundamentalmente a la variación de la altura del sol la temperatura del aire varía continuamente durante el día, siendo en general mayor durante las horas diurnas que durante las nocturnas. Esta variación que es regular en días despejados y sin vientos, puede sufrir variaciones importantes por la presencia de nubes o por el ingreso de masas de aire cálido o frío. El conocimiento de la variación diaria de la temperatura de un lugar es esencial para clasificar su clima. Para ello es de gran importancia la determinación de la temperatura mínima del día y la temperatura máxima del día, como así el horario de ocurrencia de éstas. De su determinación surge otro elemento de gran importancia como es la amplitud térmica. La temperatura mínima diaria se produce en general al salir el sol o poco después. En ello tiene gran influencia la entrega de calor de la superficie terrestre durante la noche posibilitada por su calentamiento diurno. En esta zonas del País la mínima se presenta a las 430 en verano y a las 630 en invierno. La temperatura máxima diaria se produce dos o tres horas luego del mediodía. También en este caso tiene gran influencia la entrega de calor de la superficie terrestre que posibilita que la temperatura siga aumentando en el aire aún luego que la altura del sol pasó su máximo. Se denomina amplitud térmica diaria a la diferencia entre la máxima y la mínima temperatura diaria. Esta -4- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - está influenciada fundamentalmente por : la latitud, estaciones del año, distancia al mar, topografía del lugar, altura sobre el nivel del mar y la nubosidad. La amplitud térmica diaria aumenta de los polos al ecuador, debido a que en la zona ecuatorial el día es relativamente corto y la noche relativamente larga. En latitudes medias la amplitud térmica es mucho mayor en verano que en invierno, ya que en estas zonas durante el verano el sol envía sus rayos mas verticales y durante mas horas que en invierno. La amplitud térmica diaria es mayor cuanto mas grande es la distancia al mar. El calor específico del agua de mar es muy superior a la de la superficie de suelo, de manera que a igualdad de energía entregada se calienta menos, y durante la noche su enfriamiento es mas lento. El efecto sobre las zonas cercanas al mar se establece gracias a las brisas provenientes de éste. Cuanto mas nubosos es un clima menor es su amplitud térmica diaria. Se debe a que durante el día las nubes impiden el asoleamiento y con ello el aumento de temperatura, durante la noche estas interceptan la radiación terrestre impidiendo un mayor descenso de temperatura. 1.2.4.1.2.- Variación anual de la temperatura del aire. La variación anual de la temperatura encuentra su origen fundamental en la variación estacional de la duración del día y de la inclinación con la cual inciden los rayos solares sobre la superficie terrestre. Se tiene con ello que para latitudes altas se tendrá mayor amplitud térmica anual. Fuerte influencia sobre la amplitud térmica anual tiene la “continentalidad”, la cual tiene su origen fundamentalmente en el hecho que una superficie terrestre se calienta y se enfría mas rápidamente que una superficie oceánica. Ello lleva a que en las zonas del planeta con superficies terrestres amplias que determinan zonas alejadas de los océanos las amplitudes térmicas anuales sean mayores que en zonas con predominancia de superficies oceánicas. Es así que, para las mismas latitudes, en Sudamérica se tienen veranos menos cálidos e inviernos menos fríos que en Norteamérica. 1.2.4.2.- Variación espacial de la temperatura del aire. 1.2.4.2.1.- Variación de la temperatura del aire con la altura. Se ha indicado que el gradiente de temperatura de la troposfera es de unos -6,5ºC/Km, negativo pues la temperatura desciende con la altura. Sin embargo este valor no es constante ya que varía con la altura y la estación del año, siendo afectado a su vez por fenómenos locales y circunstanciales, (intercambio de energía y movimientos verticales y horizontales del aire). Con la altura el gradiente puede aumentar desde 5ºC/Km hasta 7ºC/Km en verano, siendo menores estos valores en invierno con casos de zonas continentales donde el gradiente es positivo. 1.2.4.2.2.- Variación geográfica de la temperatura del aire. Por razones ya expuestas es claro que las temperaturas medias anuales disminuyen con el aumento de latitud. La distribución geográfica de las mismas comúnmente indicada por isotermas, (o líneas que unen puntos de igual temperatura), sería muy simple si solo dependería de la cantidad de calor recibida del sol. En tal caso estas isotermas serían paralelas a los paralelos de la esfera terrestre. Las irregularidades que las isotermas correspondientes a las temperaturas medias anuales presentan, con respecto a este simplificado trazado, se originan por las siguientes causas : La distribución de tierras y mares debido fundamentalmente al efecto de continentalidad. Resultado de ello es que a igualdad de latitud los continentes son mas cálidos que los océanos, por lo que las isotermas al entrar en los continentes se alejan del Ecuador. Las corrientes marinas ya sean frías o cálidas modifican la temperatura permitiendo que zonas costeras con latitudes muy distintas tengan iguales temperaturas, o zonas costeras de igual latitud tengan temperaturas muy distintas. -5- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - La altitud es un factor que en general puede no reflejarse en las isotermas ya que estas comúnmente representan temperaturas reducidas al nivel del mar, lo cual anula la variación con la altura de la temperatura del aire. Una excepción a ello se presenta en los casos en los que las isotermas cortan altiplanos de zonas ecuatoriales donde aumenta el grado de asoleamiento por la escasa nubosidad, razón por la cual en éstos las isotermas se alejarán del Ecuador . En virtud de lo expuesto se tiene que las mayores temperaturas medias anuales no se presentan sobre el Ecuador sino en general algo mas al norte debido fundamentalmente a la continentalidad. Por la misma razón el polo frío norte se ubica en Siberia a unos 2500 Km. del polo norte geográfico, y el polo cálido en Africa unos 100 Km. fuera de la zona intertropical. Es importante destacar que lo antes expuesto es válido cuando se considera temperaturas medias anuales, ya que el análisis se hace mas complejo cuando se consideran distribuciones espaciales de temperaturas de distintas estaciones del año. Las isotermas de la temperatura media anual es información que resulta ser insuficiente para algunas zona, siendo necesario conocer para éstas las isotermas extremas de invierno y verano. 1.2.4.2.- Medición de la temperatura del aire. Las mediciones tradicionales de temperatura del aire se realizan con la utilización de termómetros de mercurio, (a excepción del termómetro de mínima). Los censores mas modernos miden la temperatura a partir de la variación de la resistencia eléctrica de un sólido con la temperatura. Los termómetros de máxima se caracterizan por tener un estrechamiento en el tubo capilar cerca del depósito, que impide el retroceso de la porción de mercurio que al alcanzar la temperatura máxima queda por arriba de dicho estrechamiento. Los termómetros de mínima se caracterizan : por contener alcohol y no mercurio ; por que sus tubos no son capilares sino de un diámetro mayor, suficiente para permitir el movimiento de un índice de esmalte contenido en su interior que es arrastrado hasta la posición de menor retracción del líquido ; y por ser ubicados en forma horizontal. 1.2.5.- Presión atmosférica. La atmósfera está constituida por un fluido gaseoso en el cual se encuentra una variación de presión que aumenta desde su límite superior hacia la superficie terrestre donde alcanza su máximo. El valor que alcanza la presión atmosférica en distintos puntos de la atmósfera determina el movimiento atmosférico, (es decir la velocidad y dirección del viento), por ello resulta de gran importancia su determinación. La presión en meteorología se indica actualmente en “HPa” (Hecto Pascales), siendo el valor normal de la presión atmosférica a nivel del mar 1013 HPa. Algunos servicios meteorológicos indican la presión, según se lo hacía tradicionalmente, en “milibares”, siendo un milibar igual a un Hecto Pascal. El valor normal de la presión atmosférica a nivel del mar en milímetros de mercurio es de 760 mmHg. 1.2.5.1.- Variación temporal de la presión atmosférica. 1.2.5.1.1.- Variación normal diaria de la presión atmosférica. En zonas tropicales la presión atmosférica sufre una variación diaria muy regular. La presión aumenta desde las 4hs hasta las 10hs, luego desciende hasta las 16hs para luego aumentar hasta las 22hs, y descender nuevamente hasta las 4hs. En esta doble oscilación el valor mas bajo es a las 16hs y el mas alto a la 10hs. En las zonas templadas si bien esta variación también se presenta es menos marcada al tener menor amplitud. 1.2.5.1.2.- Variación normal anual de la presión atmosférica. -6- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - Para las distintas zonas del planeta la presión atmosférica sufre una variación bastante regular durante el año. En la Argentina salvo pocas excepciones la presión atmosférica es máxima en invierno y mínima en verano. Ello sigue la marcha general de la temperatura, ya que el aire es mas denso en invierno al tener menor temperatura, contrariamente en verano al tener mayor temperatura el aire es menos denso. Las variaciones diarias y anuales expuestas son las normales, junto a las cuales se debe considerar las variaciones irregulares debidas al pasaje de masas de aire o centros de altas y bajas presiones. La aparición de estas variaciones irregulares crece con la latitud ya que los ciclones, (o centros de baja presión), y anticiclones, (o centros de alta presión), se ubican en regiones templadas y polares. 1.2.5.2.- Variación espacial de la presión atmosférica. 1.2.5.2.1.- Variación presión atmosférica con la altura. A medida que aumenta la altura sobre la superficie terrestre disminuirá la presión atmosférica, debido a la disminución de la altura de la columna del gas que constituye la atmósfera. Es importante destacar que a diferencia de lo que ocurre en los líquidos la variación de la presión en el aire atmosférico no es proporcional a la variación de la altura. Ello se debe a que el aire atmosférico como todo gas es altamente compresible, lo que trae como consecuencia que a menor altura la densidad de este sea menor. A los efectos de permitir la interrelación de datos medidos en distintas estaciones ubicadas a distintas alturas se reduce los datos de presión atmosférica a un determinado nivel de comparación. Los datos leídos en estaciones ubicadas entre 0 y 500 m. sobre el nivel del mar se reducen al nivel del mar, para estaciones ubicadas entre los 500 y los 1500 m.s.n.m. el nivel de comparación se posiciona a los 1000 m.s.n.m. 1.2.5.2.2.- Variación geográfica de la presión atmosférica. Para estudiar la distribución geográfica de la presión atmosférica se recurre al uso de la líneas isobaras. Estas se definen como las líneas que unen los puntos de igual presión atmosférica reducida a un plano de comparación. Las líneas isobaras presentan una distribución sobre la superficie terrestre que se caracteriza de la siguiente manera: Sobre la banda ecuatorial, es decir entre 15º de latitud Sur y 15º de latitud Norte, la presión atmosférica es baja Desde los 15º de latitud Sur y hasta los 40ºde latitud Sur se presenta una faja de altas presiones. Los valores mas altos aparecen sobre los océanos, con anticiclones ubicados en una posiciones medias anuales a la altura de Chile en el Pacífico y a la altura de Uruguay en el Atlántico. Desde los 40ºS. la presión atmosférica desciende hasta los aproximadamente 70ºS. para luego aumentar hacia el Polo Sur, es decir hasta los 90ºS. Sobre los océanos en el hemisferio Norte la variación es similar a la antes descripta, no así sobre los continentes donde la mayor diferencia se manifiesta en la inexistencia del descenso de presión entre los 40 y los 70º de latitud. 1.2.5.3.- Medición de la presión atmosférica. Las mediciones tradicionales de presión atmosférica se realizan con la utilización de barómetros de mercurio. Los censores de registro continuo miden la presión atmosférica utilizando un cuerpo hueco que contiene un gas y que se deforma al variar la presión atmosférica exterior al mísmo. 1.2.6.- El agua en la atmósfera. Del total del agua en sus distintos estados de la tierra una pequeña parte se encuentra en la atmósfera, ubicada en -7- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - su mayor parte por debajo de los 6000 m de altura. Esta intercambia humedad con la hidrosfera, con la litosfera y con su cobertura vegetal a través de tres procesos: evaporación, condensación y precipitación. 1.2.6.1.- Humedad de aire. El contenido de vapor de agua presente en la atmósfera tiene gran influencia en el tiempo atmosférico y sobre el clima. Este afecta la capacidad de absorción de energía calórica del aire que lo contiene, afecta la temperatura del aire y el proceso de evaporación, y posibilita la formación de nubes, niebla, rocío, granizo y precipitación pluvial y nival. El contenido de humedad de la atmósfera se puede indicar de las siguientes maneras: La humedad absoluta es la masa de vapor de agua en la unidad de volumen de aire húmedo que lo contiene. La humedad específica es la masa de vapor de agua que se mezcla con la unidad de masa de aire seco para conformar el aire húmedo. La humedad relativa es el cociente expresado en porciento de la masa de vapor de agua que contiene un cierto volumen de aire a una determinada temperatura y la masa de vapor de agua que contendría este mismo volumen de aire de estar saturado a la misma temperatura. Se utiliza usualmente como indicador del contenido de humedad a la presión de vapor que para una temperatura dada varia desde cero hasta un máximo correspondiente a la presión de vapor saturante. Otro indicador importante de la humedad del aire es el punto de rocío que resulta ser la temperatura a la que se produce la saturación si se enfría el aire a presión constante y sin pérdida ni ganancia de vapor de agua. 1.2.6.1.1- Variación temporal y espacial del contenido de humedad del aire. El contenido de humedad indicado según la presión de vapor o la humedad relativa tiene variaciones temporales y espaciales con las siguientes características : La pronunciada variación normal diaria de la humedad relativa es inversa a la de la temperatura. La variación normal diaria de la presión de vapor es muy pequeña. La variación normal anual de la humedad relativa es marcada y está determinada por la variación de la temperatura y el régimen pluviométrico. En regiones donde las lluvias se presentan tanto en verano como en invierno la máxima humedad relativa ocurre en invierno y la mínima en verano. En regiones donde las lluvias se concentran en la primavera y el verano la humedad relativa máxima y mínima se registran en otoño y primavera respectivamente. La variación normal anual de la presión de vapor sigue la marcha anual de la temperatura en todas las regiones. La variación con la altura de la humedad relativa no sigue una ley precisa. No sucede así con la presión de vapor que disminuye notablemente con la altura. La variación con la latitud de la humedad relativa es irregular. No sucede así con la presión de vapor, ya que esta disminuye del ecuador hacia los polos. 1.2.6.1.2- Medición del contenido de humedad del aire. Para determinar ya sea la humedad relativa o la presión de vapor se utiliza un instrumento llamado psicrómetro. Este posee dos termómetros, uno denominado seco que registra la temperatura del aire circundante al bulbo y otro próximo cuyo bulbo está rodeado permanentemente de una fina película de agua, por lo que recibe el nombre de termómetro húmedo. El agua que rodea al bulbo para evaporarse toma calor de éste lo que provoca que la lectura del termómetro húmedo sea inferior a la del seco. Con las lecturas de ambos termómetros y la ayuda de una tabla se obtiene los valores presión de vapor y humedad relativa. -8- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - Un registro continuo de la humedad relativa se obtiene con el higrógrafo Este basa su funcionamiento en la variación de longitud de una fina fibra con la humedad relativa. 1.2.6.2.- Condensación y nubes. La condensación, causa directa de las diversas formas de precipitación, tiene lugar bajo circunstancias cambiantes, que irán siempre asociadas a la variación de uno de los siguientes parámetros : volumen del aire, temperatura, presión o humedad. Siempre que se altere el equilibrio de una o mas de ellas mas allá de un cierto límite, puede producirse condensación. La causa de condensación mas efectiva es el proceso dinámico de enfriamiento adiabático, el cual consiste en un aumento de volumen de la masa de aire debido al descenso de presión, con el consiguiente descenso de temperatura hacia el punto de rocío. 1.2.6.2.1.- Núcleos de condensación. Formación de nubes. La condensación se produce con mucha mayor dificultad en el aire limpio ; el vapor de agua debe encontrar, en general, una superficie adecuada sobre la que poder condensarse. En el aire libre la condensación comienza alrededor de los llamados núcleos de condensación o higroscópicos. Estos pueden ser partículas de polvo, humo, anhídrido sulfuroso, sales o sustancias microscópicas similares. Una vez formada la gotita se inicia un complejo proceso de crecimiento de ésta. El agrupamiento de estas gotitas conformará la nube, pero solo las gotas que alcancen un cierto tamaño producirán lluvia. Ello debido a que las pequeñas gotas al caer en una corta distancia se evaporan, no sucede así con las de gran tamaño que pueden recorrer grandes distancias antes de evaporarse totalmente, debido a ello no toda nube será fuente de lluvia. 1.2.6.2.2.- Clasificación de las nubes. Las nubes se clasifican según géneros, los cuales han sido establecidos de acuerdo a : forma, constitución (agua o hielo), altura, origen, propiedades. De ello deriva la clasificación que reconoce tres tipos principales : Cirrus : Nubes muy altas formadas por cristales de hielo, de color blanco uniforme y sin sombras. Cumulus : Nubes que tienen la forma de copos o bolas, la base horizontal y bordes definidos. Stratus : Nubes uniformes grises, de formas confusas. Es una niebla que se halla a cierta altura. En base a estos tres tipos se han establecidos los diez siguientes géneros que se registran en los observatorios : cirrus ; cirrostratus ; cirrocumulus ; altocumulus ; altostratus ; stratocumulus ; cumulonimbus ; nimbostratus ; cumulus ; stratus. El nimbustratus es el género mas importante pues produce lluvia y nieve. De gran importancia es el cumulonimbus, con gran desarrollo vertical y forma de torre, y responsable de las fuertes tormentas de agua y granizo. 1.2.6.2.3.- Nubosidad e insolación. La nubosidad se establece por la fracción de cielo cubierto por nubes. Esta se aprecia en octas a través de un observador y por lo tanto se registra de 0 a 8 grados. Se puede establecer indirectamente la nubosidad a través de las horas que brilla el sol, lo que se denomina insolación o heliofanía. Ello se realiza a través de un instrumento denominado heliofanógrafo. 1.2.6.3.- Precipitación. Lluvia. Nieve. Granizo. -9- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - La precipitación es la caída de agua sobre la superficie terrestre desde la atmósfera. Si bien el tipo de precipitación más común es en estado líquido, es decir en forma de lluvia, ésta también puede ocurrir en estado sólido cuando se tiene nieve o granizo. Bajo ciertas condiciones ocurren procesos dentro de las nubes que permiten la formación de gotas lo suficientemente voluminosas para abandonar la nube y poder llegar a la superficie terrestre sin evaporarse. La teoría de Wegener-Bergeron-Findeisen explica que cuando existen simultáneamente gotitas de agua y cristales de hielo el aire que está saturado con respecto al agua está sobresaturado con respecto al hielo. Esto da lugar a un depósito de vapor de agua sobre los cristales de hielo y luego a una evaporación del agua tratando de mantener saturado el aire. En consecuencia los cristales de hielo aumentan rápidamente su tamaño y el agua líquida tiende a desaparecer. Estas partículas mayores caen mas velozmente que las pequeñas y absorben otras que encuentran a su paso, creciendo mas aún. Descendiendo a niveles de temperatura superior al punto de congelación, funden y continúan aumentando su tamaño, por colisión, mientras permanecen dentro de la nube. En las zonas tropicales y ecuatoriales donde aveces las nubes se ubican por debajo del nivel de congelación, el crecimiento de las gotas se produce por la diferencia de temperatura entre las gotas, ya que las gotas más frías absorben las más cálidas al ser aproximadas por las corrientes turbulentas. La nieve se produce cuando el nivel de congelación se encuentra próximo a la superficie terrestre, a no más de 300m de ésta. El vapor de agua a temperaturas bajo cero, y bajo condiciones especiales, se une a núcleos de sublimación, formando agujas de hielo, las cuales aumentan de tamaño adquiriendo forma hexagonal. Los copos de nieve se forma por la unión de estos cristales. El granizo se produce dentro de los cumulonimbus donde, por las fuertes corrientes verticales, los cristales de hielo ascienden y descienden creciendo a expensas de gotas de agua que absorben y congelan. Luego que este proceso permite que la bola de hielo alcance el tamaño suficiente para vencer con su peso las fuerzas de las fuertes corrientes ascendentes, o es despedida fuera de éstas, la misma abandona la nube. 1.2.6.3.1- Tipos de precipitación. Se ha mencionado que el mecanismo mas efectivo para la producción de condensación-nubes-precipitación se inicia con el ascenso de aire húmedo hasta un nivel inferior de presión en un proceso adiabático de descenso de temperatura. Las lluvias se clasifican de acuerdo a la causa que provoca el mencionado ascenso : Precipitación de tipo convectiva. Están asociadas con los cúmulus de gran altura y con los cumulonimbus. Según los modos de distribución en el espacio se distinguen tres categorías : a) A causa del fuerte calentamiento de la tierra en verano se originan células convectivas dispersas. Estas se originan por la inestabilidad vertical del aire húmedo provocada por el gran calor superficial, y se sostienen por el calor latente de vaporización liberado a medida que el vapor de agua sube y se condensa. Producen precipitaciones de gran intensidad, a menudo en forma de granizo, con duraciones no superiores a una hora, y abarcan zonas limitadas del orden de los 5 a 8 km de diámetro. b) Cuando pasa sobre una superficie mas caliente aire húmedo e inestable, puede formarse lluvia, nieve o granizo. Las células convectivas que mueven con el viento pueden formar una estela de precipitación paralela a la dirección del viento. Las células pueden estar ubicadas en forma de cinturón de varios centenares de kilómetros de longitud y de 40 a 100 km. de ancho. Por consiguiente la precipitación está muy extendida, pero dura poco en cada lugar. c) En los ciclones tropicales las células de cumulonimbus se ubican alrededor del vórtice en bandas giratorias. Especialmente en la fase de disipación de dichos ciclones, la lluvia puede ser intensa y prolongada, afectando áreas de miles de kilómetros cuadrados. Precipitación de tipo ciclónica. En estas el mecanismo esencial es el ascenso de aire por la convergencia horizontal de corrientes en una zona de bajas presiones. Estas originan precipitaciones de intensidad media a baja, generalmente uniformes en áreas muy extensas. Precipitación de tipo orográfica. Si bien las precipitaciones para su producción utilizan siempre los mecanismos citados en los tipos anteriores, la presencia de barreras orográficas otorga características propias a las lluvias que sobre ella se producen, lo cual motiva la aceptación de este tercer tipo de precipitación como -10- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - tal. De hecho la orografía, puede : a) provocar inestabilidad convectiva por dar al aire un movimiento ascendente inicial o por desigual calentamiento de las laderas de la montaña ; b) aumentar la precipitación ciclónica frenando la velocidad con que se mueve el sistema depresionario ; c) causar convergencia por efecto de embudo que ejercen los valles sobre las corrientes de aire. 1.2.6.3.2- Medición de la precipitación. La cantidad de precipitación se mide por la altura de la lámina de agua en estado líquido equivalente a la lluvia, nieve o granizo que cae sobre un suelo completamente horizontal e impermeable, aceptando que en la lámina no se produce evaporación. Se mide comúnmente en milímetros. En el caso de la nieve y el granizo la equivalencia resulta de la lámina que se tiene una vez que se funde la nieve o el granizo. 1.2.7.- El movimiento atmosférico La atmósfera se asemeja a una máquina térmica en la que la diferencia de temperatura entre los polos y el ecuador proporcionan la energía necesaria para producir la circulación de la masa atmosférica, a través de la transformación de energía calórica en energía cinética. La energía en la atmósfera se transforma constantemente. El desigual calentamiento de la tierra y su atmósfera por la radiación solar genera energía potencial, parte de la cual se transforma en energía cinética por la elevación de aire caliente y el descenso de aire frío. Finalmente la energía cinética se disipa por el rozamiento y por los remolinos, con lo cual se produce una compensación. Si bien los movimientos verticales se presentan en la atmósfera, son mucho menos importantes que los horizontales, ya que estos últimos pueden abarcar amplias zonas, permanecer períodos más largos, e incluso se presentan en general con velocidades centenares de veces mayores que los verticales. Se denomina viento al movimiento horizontal y corriente al movimiento vertical. 1.2.7.1.- El movimiento horizontal. Sus leyes. El movimiento del aire en las cercanías de la superficie terrestre está controlado por cuatro elementos: La fuerza resultante del gradiente de presión. Es la fuerza que ocasiona el movimiento del aire de las zonas de mayor presión a las zonas de menor presión. Estas diferencias de presión pueden ser debidas a causas mecánicas o térmicas. La fuerza de Coreolis. Son fuerzas desviadoras debido a la rotación de la tierra. Actúan siempre perpendicularmente a la dirección del movimiento del aire, hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. La aceleración centrípeta. Todos los cuerpos que se mueven siguiendo una trayectoria curva experimentan una aceleración dirigida hacia su centro de rotación. Las fuerzas de rozamiento. Es la fuerza debida al rozamiento del aire con la superficie terrestre. 1.2.7.2.- El movimiento vertical. El aporte o la pérdida de aire en las proximidades de la superficie terrestre tiene que estar compensado por el movimiento vertical. En un centro de baja presión o ciclón se tendrá convergencia de las líneas de corriente de aire a nivel de la superficie terrestre, ascenso de aire y divergencia en altura. En un centro de altas presiones o anticiclón se tendrá convergencia de las líneas de corriente de aire en altura, descenso de aire y divergencia a nivel de la superficie terrestre. 1.2.7.3.- Cinturones globales de viento. Tres son los cinturones globales de viento sobre la superficie terrestre: Los viento alisios. Soplan sobre casi la mitad del globo en forma regular y casi constante. Se originan en -11- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - latitudes medias, en las proximidades de células subtropicales de altas presiones, y soplan en regiones próximas al ecuador y hacia éste, desde el sudeste en el hemisferio sur y desde el noreste en el hemisferio norte. Los vientos del oeste de las latitudes medias. Se originan en latitudes medias, en las zonas de células subtropicales de altas presiones, y se orientan hacia el polo. Soplan desde el noroeste en el hemisferio sur y desde el sudoeste en el hemisferio norte .Son mucho más variables que los alisios tanto en dirección como en intensidad, en particular en el hemisferio norte como resultado de la preponderancia de zonas continentales. Los vientos polares del Este. Tienen su origen en zonas de alta presión polar y tienen orientación hacia el ecuador. Soplan desde el sudeste en el hemisferio sur y desde el noreste en el hemisferio norte. Se encuentran zonas de calma o con vientos locales donde convergen los vientos alisios del sur y del norte, aproximadamente en la zona ecuatorial, y también en las latitudes medias subtropicales entre las zonas de origen de los vientos alisios y del oeste, (entre 30 y 40º de latitud). 1.2.7.4.- Vientos locales Las condiciones locales ejercen fuertes controles sobre el movimiento del aire. Entre los principales vientos de este tipo se debe citar: Vientos de montaña y de valles. Durante las tardes cálidas, el aire, que está comprimido lateralmente pero que se expande en sentido vertical, tiende a fluir siguiendo la dirección del eje del valle. Este flujo se produce mas o menos simultáneamente con los vientos ascendentes o brisa de valle, que se forman como resultado del mayor calentamiento de las laderas del valle en comparación con su fondo. Durante la noche se produce el proceso inverso: el aire frío y más denso de los niveles superiores se hunden en las depresiones y valles. Si el aire desciende, siguiendo la ladera, hasta el fondo de un valle abierto, se desarrolla más o menos simultáneamente a lo largo del eje de éste, un viento de montaña que sopla hacia el llano, donde reemplaza al aire mas cálido y menos denso. Vientos originados por barreras topográficas. Las cadenas montañosas ejercen un importante efecto sobre el flujo de aire que las atraviesa. El ascenso que el aire se ve forzado a realizar para franquear el obstáculo puede desencadenar la inestabilidad si el aire es condicionalmente inestable; pero si el aire es estable volverá a su nivel original en la parte a sotavento de la barrera. Este descenso ocasiona frecuentemente la primera de una serie de ondas de montaña o estacionarias viento debajo de éstas. Un viento del tipo del citado es el viento Zonda en Argentina. Este proveniente del Pacífico deposita toda su humedad en ladera occidental de la Cordillera de los Andes. Luego que supera las cumbres, siendo ya un aire seco, se calienta notablemente al descender. Brisas terrestres y marítimas. La dilatación vertical de la columna de aire, que tiene lugar diariamente durante las horas de calor sobre la tierra, que se calienta con mayor rapidez, hace descender sobre el mar costero las superficies isobáricas, ocasionando la formación de vientos que soplan hacia tierra a nivel de la superficie de ésta que se ven compensados en altura con por un movimiento en dirección contraria. Durante la noche el aire situado sobre el mar es mas cálido y la situación se invierte, aunque este cambio se debe a menudo al efecto de los vientos descendentes que soplan desde tierra. 1.2.7.5.- Medición del viento. En las mediciones de viento se mide: La dirección. Esta indica de donde procede el viento, para lo cual se recurre a los puntos cardinales considerando 16 direcciones posibles. El instrumento utilizado para su determinación se denomina veleta. La velocidad. Para medir la velocidad media del viento se utiliza anemómetros. Cuando se quiere determinar las rachas se recurre a los anemocinemómetros. 1.2.8.- Manejo estadístico del registro de datos. -12- HIDROLOGIA U.N.T. FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y TECNOLOGIA - Los valores que se determinan con del manejo estadístico del registro de datos de las variables meteorológicas, son los valores medios y los valores normales, ya sean diarios, mensuales o anuales. Los valores medios diarios se calculan promediando las lecturas diarias de la variable, o las lecturas de mínima o máxima, de acuerdo al criterio de la institución que lo regula. Los valores medios mensuales se calculan promediando los valores medios diarios del mes en cuestión. Los valores medios anuales se calculan promediando los valores medios mensuales del año en cuestión. En este caso se puede realizar un cálculo más exacto promediando los valores medios diarios del año en cuestión. En la práctica el error cometido con el primer criterio no es importante. Los valores normales se calculan promediando la totalidad de los valores medios del registro utilizado, ya sea para el día o el mes para el cual se quiere conocer el valor normal de la variable. En el caso del valor normal anual (o del lugar), se promediarán la totalidad de los valores medios anuales del registro utilizado. -13-
