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APUNTES DE
METEOROLOGÍA Y
CLIMATOLOGÍA PARA
EL MEDIOAMBIENTE
/
Iñigo A g uirre de Cárcer
P ilar C arral
LWB

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o cualquier otro, sin la autorización previa por escrito de Ediciones de la Universidad
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APUNTES DE M E T E O R O L O G ÍA Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL
M E D IO A M B IE N TE
íñigo Aguirre de Cárcer
Pilar Carral
Introducción
Casi todos los seres vivos habitan una zona de la interfase aire-agua-suelo.
Los movimientos de la capa de aire afectan de una forma extraordinaria a la
vida que transcurra en ella. En otra escala temporal, la atmósfera y parte de su
dinámica se deben a la existencia de vida en el planeta Tierra (Tema 1). Los
vientos mueven el vapor de agua favoreciendo el traslado de! agua de unas
regiones a otras (Temas 3 y 4), donde caen en forma de lluvia. Los vientos
también dispersan los contaminantes atmosféricos y al precipitar la lluvia ácida
produce la deposición húmeda de parte de los contaminantes. La deposición
seca de contaminantes esta relacionada con los lentos y continuos
movimientos verticales, en especial la subsidencia (Tema 3).
Casi todos los procesos que afectan a los seres vivos y al devenir de la
contaminación atmosférica ocurren en la baja atmósfera por lo que en lo que
sigue nos centraremos en la troposfera y la baja estratosfera.
La gran máquina atmosférica esta basada en un número limitado de leyes
válidas para todos los gases llamados ideales. El motor de la circulación
atmosférica es la desigual iluminación del Sol (Tema 2) en diferentes latitudes
del planeta,, del ecuador a los polos. Esta desigualdad provoca una diferencia
dé temperaturas y como consecuencia un flujo de calor.
La interacción de esta circulación atmosférica con la superficie produce una
transferencia de energía térmica a costa de la energía mecánica de la masa de
aire. También origina una transferencia de materia: erosión o deposición seca.
El movimiento de rotación de nuestro sistema de referencia, la Tierra, produce
cambios en la trayectoria respecto a la que resultaría en un sistema sin rotación
o aceleración (Tema 4).
Casi todos los fenómenos en los que estamos interesados-, ocurren en la
troposfera donde tienen un papel destacado la convección y la turbulencia.
Ambos conceptos resultan decisivos para interpretar los datos sobre dispersión
de contaminantes.
La energía del Sol es la fuente primaria de energía de la biosfera y del sistema
Tierra-océano-atmósfera. Es una fuente de radiación electromagnética
estacional, la intensidad depende de parámetros geométricos relativos a las
posiciones del Sol y la Tierra (Tema 2). Las nubes (Tema 10) y los aerosoles
antropogénícos son capaces de modificar la insolación pudiendo, a otra escala,
m odificar el clima del planeta (Tema 2).

DOCUMENTOS DE TRABAJO
La atmósfera que respiraríamos sin la intervención humana debería tener una
composición constante en los primeros cien kilómetros de altura como ocurre
con los gases mayoritarios. La composición química de la atmósfera esta
siendo seriamente alterada por actividades antrópicas. Este cambio en la
concentración de algunos contaminantes minoritarios, en ocasiones en
cantidades muy pequeñas, está provocando serios problemas a los seres
humanos que viven bajo atmósferas contaminadas y a la propia Biosfera que
puede encontrarse dentro de un proceso acelerado de Cambio Climático (Tema
8).
La meteorología es la ciencia que estudia la física y la química de la atmósfera.
Vamos a llamar «tiempo» al estado de la atmósfera, durante un lapso por lo
general breve, que puede ser normal o no, para la localidad o región
considerada, definido por parámetros tales como: temperatura, nubes,
precipitaciones, etc. En este curso estudiaremos algunos procesos básicos que
determinan el tiempo, sin pretender adquirir destreza alguna en el campo de la
predicción atmosférica.
Llamaremos «clima» a las características del tiempo promedio en un lugar y
estación anual determinada (Tema 9). La climatología estudia el clima y su
variabilidad. A pesar del carácter caótico del movimiento de la atmósfera hay
estructuras que se repiten y se puede estudiar su distribución espacial y
temporal (Temas 5,6 y 7). Por ejemplo, en un año promedio, en el territorio
continental de E. U. de América ocurren 10.000 tormentas, 5.000 inundaciones,
800 tornados, 2 huracanes y globalmente han sido responsables del 85% de
las declaraciones de desastre por la administración norteamericana. Aunque
los climas son muy perdurables en el tiempo (Temas 12-13), manteniéndose
estables, con pequeñas fluctuaciones, permiten el desarrollo de una
determinada vegetación y suelo característicos que se mantienen con el
tiempo. Desde el inicio de nuestro planeta, el clima global ha sufrido
variaciones muy bruscas, fríos y calores extremos dando lugar a la
biodiversidad actual (Tema 14). Estos múltiples cambios climáticos han
generado grandes extinciones, tras las que nuevos organismos han sabido
desarrollarse aprovechando las características de los nuevos climas.
La Organización Meteorológica Mundial y eí Instituto Nacional de Meteorología
son los responsables de proporcionar la información básica sobre la evolución
del tiempo y su predicción a corto plazo a escala sinóptica, así como certificar
el estado de la atmósfera y las posibles consecuencias, sobre bienes y
personas, en caso de litigio. Poder interaccionar con meteorólogos expertos
que poseen los datos de una situación en la que estamos interesados implica
conocer el lenguaje y algunas ideas sólidas sobre unos pocos hechos básicos.
Con los aprendizajes posibles en este texto se puede adquirir ambas.
En los próximos años e! debate sobre lo que debe hacerse para paliar el
cambio climático promovido por la especie humana es inevitable, porque año a
año tendremos temperaturas más elevadas. Este debate seguramente utilizará
conceptos que se explican en estos apuntes (Tema 8). Las modas mediáticas
no nos deben hacer olvidar que la radiación ultravioleta que alcanza nuestro
habitat aumentara según las previsiones hasta el año 2050 (Tema 16).

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En la elaboración de estas notas de clase se ha consultado una bibliografía
extensa, algunas para aclarar ideas otras para contestar preguntas que surgen
en la explicación en el aula, no podemos ahora mencionarlas todas. La
meteorología elemental puede consultarse en cualquier buen libro sobre esta
ciencia; nosotros hemos utilizado, sobre todo:
S. Petterssen.
Introducción a la Meteorología.
Espasa-Calpe. Madrid 1976.
J. Moran y M. Morgan.
Meteorology. The Atmosphere and the Science o f Weather.
Prentice Hall. U pperSadle River. 1997
I. Font Tullot.
El Hombre y su Ambiente Atmosférico.
Instituto Nacional de Meteorología. Madrid 1991.
Los análisis matemáticos siguen las argumentaciones de alguno de los
siguientos libros:
R. Mclveen.
Fundamentáis of W eather and Climate.
Chapman & Hall 1986.
Antonio Naya.
Meteorología Superior.
Espasa-Calpe. Madrid 1984.
J. T. Houghton.
The Physics of Atmospheres.
Cambridge University Press. 1986.
F. Moran Samaniego.
Apuntes de Termodinámica de la Atmósfera.
Instituto Nacional de Meteorología. Madrid 1944.
Egbert Boeker; Rienk van Grondelle.
Environmental Physics.
John W iley & sons. Chichester. 1995.
Otros libros citados en el texto son:
Detler Móller (ed).
Atmospheric Environmental Research.
Springer-Verlag. Beriin 1999.
M. C. Llasat Botija.
Gota Fría.
Editorial Boixareu Universitaria. Barcelona 1991.

DOCUMENTOS DE TRABAJO
De las etapas primeras de estas notas, quedan argumentaciones resultantes
de estudiar el manual de Observadores Meteorológicos de la U. K.
Meteorological Office. Un Manual magnífico que dejó de publicarse en 1970.
Bibliografía básica en Climatología
• Agrometeoroiogía (2001), Francisco Elias del Castillo y Francesc Castellví
Sentís.
• Cambios climáticos (1999). J.M. Chivefet.
• Calendario Meteorológico (1990). INM.
• Climatología general (1997); A. Gil Olcina y J. Olcina Cantos, ed Ariel, s.a.
• Climatología y ciencia del suelo. J.M Gandullo. publicaciones de la ETSM.
• Climatología y fenologías agrícolas. A L. de Fina y A C. Ravelo. Editorial
Universitaria de Buenos Aires.
• El cambio climático (1998). J.E..LIebot. ed.Rubes s.l.
• Geografía física. Arthur N. Strahler. Ed Omega.
• Geomorfología climática (2005). M. Gutiérrez Elorza.
• Iniciación a la meteorología agrícola. J.L. Fuentes Yagüe. Publicaciones
de extensión agraria.
• Introducción a la climatología. P Pagney. Ediciones Oikos-tau.
• Los climas de España. J. Capel Molina. Ediciones Oikos-tau.
• Los mapas de! Tiempo (2005) J. Martín Vide.
Agradecemos a Adela Gijón y Miguel Ángel Tejedor (Servicio de Publicaciones
UAM) sus aportaciones a la composición y maquetación de estos Apuntes de
Meteorología y Climatología para el Medioambiente.

ÍN D IC E
I. LA A TM Ó S FE R A .............................................................................. 19
1.1 Introducción a los fenómenos atm osféricos............................................ 19
Escalas de tiempo y espacio
Las leyes de la física en la atmósfera. Causa y efecto. Caos
1.2 Origen, composición y estructura de la atm ósfera............................... 24
Origen de la atmósfera
Composición de la atmósfera
Equilibrio difusión - convección
Contaminantes atmosféricos y aerosoles
Tiempo de residencia en la atmósfera
Estructura térmica de la atmósfera
Troposfera
Estratosfera
Mesosesfera y termosfera
1.3 Presión atmosférica. Unidades y métodos de m edida........................ 33
El principio de Pascal
Variaciones de la presión con la altitud y a lo largo del dia
Variaciones de presión horizontales. Gradientes de presión
Presión y viento
Equilibrio hidrostático
1.4 Masas de aire y fre n te s ........................ 42
Masas de aire
Zonas frontales y frentes de superficie
II. RADIACIÓN SO LAR Y BALA N C E ENERG ÉTICO.................................... 51
2.1 Espectro electromagnético. Leyes de la radiación .................51
Características de las ondas electromagnéticas
Leyes del Cuerpo Negro, Planck, Wien; Stefan-Bolztman
Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción
de ondas electromagnéticas
2.2 Características de la radiación so la r ................................................ 58
Distribución espectral e irradiancia. Constante solar
Interacción de la luz solar con la atmósfera y la superficie
Atenuación atmosférica. Luz directa y luz difusa
Albedo.
Interacción con las superficies nubosas
Interacción con las superficies terrestres y marinas
Los efectos de la altura sobre el nivel del mar
y de la rugosidad del terreno

2.3 La radiación terrestre y atm osférica................................... 66
El flujo de radiación terrestre
2.4 Balance energético en el sistema Tierra-Atmósfera.
Forzamiento radiativo ...................................................... 70
2.5 La contaminación y el efecto invernadero de origen antrópico 75
Forzamiento radiativo directo de los aerosoles
III. LA HUMEDAD Y LA ESTABILIDAD CONVECTIVA
EN LA ATMÓSFERA........................................................................................81
3.1 Humedad y el ciclo hidrológico.. .... 81
Humedad absoluta, relativa y específica
Concepto de saturación. Temperatura de termómetro
húmedo, temperatura de rocío y temperatura virtual
Temperatura de Rocío. Temperatura Virtual
3.2 Termodinámica atm osférica .... 88
El transporte de calor por la atmósfera
Primer Principio de la termodinámica
Calentamiento y enfriamiento isobárico
3.3 Procesos Adiabáticos. Enfriamiento por expansión.
Calentamiento por com presión.......................................... 93
Proceso de referencia Adiabático seco.
Temperatura potencial
El Proceso de Referencia Adiabático Saturado.
Temperatura potencial equivalente
Nivel de condensación ascendente
3.4 Estabilidad atmosférica. Ejem plos..................................................... ..99
Mantenimiento de la estabilidad cuasi-neutral
Consecuencias del fenómeno de la estabilidad
3. 5 Estabilidad convectiva y dilución de la contaminación.
Turbulencia y Capa Límite Planetaria....................... 105
Aerosoles
3.6 Ejercicios ............................................... 111
IV. EL VIE N TO .................................. 115
4.1 Dinámica del aire. Fuerzas involucradas: gravedad, gradiente
de presiones, efectos Coriolis y centrípedo, fricción. ..................115
Efecto Coriolis sobre las trayectorias.
4.2 Órdenes de magnitud de las aceleraciones típicas
en la atmósfera......................................................................................... 118

4.3 Movimientos horizontales. Vientos geostróficos, de gradiente y
ciciostróficos............................................................................................... 119
4.4 Movimientos verticales en las proximidades de los frentes.............. 124
4.5 Vientos horizontales en altura. Concepto de Viento Térm ico...........125
4.6 La dispersión local de contaminantes y el transporte
transfronterizo ......................... 128
V. LA CIRCULACIÓN A ESCALA PLANETARIA.......................................... 135
5.1 Estructura espacial de la circulación en la atm ósfera ...........135
5.2 Estructura espacial de los sistemas báricos............................. 136
5.3 La célula de Hadley y la corriente en chorro subtropical.
Inversión de ios A lisio s .......... 137
Variaciones estacionales en los sistemas báricos
y la célula de Hardley
5.4 El vórtice circumpolar y los vientos del Oeste en latitudes medias 140
Las corrientes en chorro y el balance del momento angular.......
5.5 Gradientes Ecuador-Polos de presión y temperatura.
Atmósfera barotrópica y Baroclínica........................................ 142
5.6 Otros sistemas báricos oscilantes............................................. 145
La Oscilación dei Sur: El Niño, ia Niña
La Oscilación del Atlántico Norte (NAO)
VI. ESTRUCTURAS DE PRESIÓN. GÉNESIS Y EVOLUCIÓN ,..................151
6.1 Anticiclones ............. 151
Anticiclones Fríos
Anticiclones Cálidos
Anticiclones de Bloqueo
Formación de Anticiclones
6.2 Evolución de los ciclones extratropicales. Borrascas ..................155
Evolución de una depresión de sector cálido
6.3 Meteorología asociada a las depresiones de sector cálido.............. 160
6.4 Otros tipos de Depresiones Frontales .......................... 165
Depresiones desgajadas
Bajas producidas por estrangulamiento
de la Corriente en Chorro
6.5 Bajas térmicas, polares y orográficas................................................... 168
Bajas Térmicas
Depresiones polares
Depresiones Orográficas

6.6 Tornados .......... ...171
6.7 Fenómenos m onzónicos ........ 172
VIL CIRCULACIÓN MESOSESCALAR Y L O C A L ...................... 177
7.1 Introducción................................................................... 177
7.2 Interacción del flujo sinóptico con la topografía..... ......... 179
Vientos orográficos
Vientos canalizados
7.3 Vientos anabáticos y katabáticos. Brisas de valle y ladera
7.4 Brisas marinas y de la g o ................................................
7.5 Movimientos verticales.................... .........................................
Convergencia
181
182
183
7.6 Circulación en las islas urbanas..........................................................187
VIII. EL SISTEMA CLIM ÁTICO...........................................................................191
8.1 Introducción al estudio del Clima................... 191
8.2 Definición de Clim a .................................. 191
8.3 Factores de! clima atmosférico..... ...............................................192
8.4 El sistema climático................................................................................ 193
Componentes de! Sistema Climático
Atmósfera
Hidrosfera
Crioesfera
Litosfera
Bioesfera
8.5 Escala de tiempos en el sistema clim ático....................................... 201
8.6 Procesos de regulación entre subsistemas del clim a ............202
Duplicación del CO2 sobre la Tsupemcie
Estabilidad de la atmósfera y del clima debido
a los aerosoles negros
Procesos de autoestimulación: océanos-atmósfera,
atmósfera-criosfera
Secuestro del C 0 2 por la biomasa
IX. ELEMENTOS CLIMÁTICOS TÉRM ICOS.................. 211
9.1 Factores climáticos........................ ........................... ..........................211
Efectos de la atmósfera sobre la radiación solar
9.2 Leyes cualitativas acerca de la radiación solar ....... 213
Ley de Bouguer
Ley del coseno de oblicuidad
9.3 Temperatura del suelo................ ....... 215

9.4 Temperatura de! a ire ..............................................................................215
Temperatura media diaria
Amplitud diaria
Variación anual de la temperatura
9.5 Cuadro resumen de las tem peraturas........................................ 219
X. ELEMENTOS CLIMÁTICOS HÍDRICOS. FORMACIÓN DE NUBES Y
PRECIPITACIONES. EVAPOTRANSPIRACIÓ N...................................... 223
10.1 Rocío y escarcha, N ieblas................... 223
10.2 Formación de nubes ................... 224
10.3 Precipitación y formación de G otas.................... 226
10.4 Núcleos de condensación.................................................................. 230
Aerosoles y modificación de nubes y precipitación
Desarrollo de Nubes
10.5 Modelos de precipitación y formación de gotas ..................232
10.6 Lluvia ácida ......................................................................................235
10.7 Modificación del tiem po................... 237
10.8 Evapotranspiración ........................................ 239
10.9 Balances hídricos................................... 243
XI. ÍNDICES C LIM Á TIC O S ................. 249
índices de Aridez..................... 249
índice de Lang
índice de Martonne
índice de Emberger
Criterios de aridez de la UNESCO
XII. CLASIFICACIONES C LIM Á TIC A S ........................................................ ...259
12.1 Clasificación de Kóppen .......................................... 259
A clima tropical
BSk Climas de Estepas Frías
Cf. Clima Oceánico
es Clima Mediterráneo
df. Clima Continental Húmedo
e. Climas Polares
12.2 Clasificación de Thornthwaite...,
12.3 Clasificación de UNESCO-FAO
12.4 Clasificación de Papadakis .
280
282
284

XIII. MORFOCLIMATOLOGlA 295
13.1 SISTEMA MORFOGENÉTICO................................... 295
Zona fría, Zona xérica, Zona templada,
Zona tropical húmeda, Áreas de montaña
13.2 SISTEMAS MORFOCLIMÁTICO .......................... 297
GLACIAR
PERIGLACIAR
ÁRIDO
Modelado del relieve
Modelado de formas estructurales
Modelado de piedemontes y llanuras
Depresiones cerradas
Modelados eólicos
SEMÍÁRIDO
Modelado del relieve
Modelado eólico
Dunas
TEMPLADO-HÚMEDO
Modelado del relieve
Modelados fluviales
CONTINENTAL SECO
Modelado del relive
Cárcavas, glacis, conos de derrubios
SELVA TROPICAL
Modelado del relieve
Alteritas
Afloramientos rocosos
Modelado en calizas
SABANA
XIV. GRANDES ZONAS CLIMÁTICAS DEL MUNDO. CLASIFICACIÓN
CLIMÁTICA DE AUSTIN M ILLER .......... 315
XV. EL CLIMA DE ESPAÑA............................. 321
15.1 Introducción ...................................... 321
15.2 Climas regionales en la península Ibérica ......... 329
15.3 Variabilidad pluviométrica en la península. Las secuencias de
días secos en España................. 331
15.4 El cambio Climático en la Península Ibérica
y archipiélago Balear............................................................ ...............332

15.5 Clasificación de Rivas M artínez........................................................334
15.6 Clasificación de Allué ................................................ 335
XVI. CLIMATOLOGÍA DEL OZONO ATMOSFÉRICO
Y EL ULTRAVIOLETA B SO LAR ...... 339
16.1 Radiación Ultravioleta Solar. Generalidades............................ ...340
Variaciones en la Constante Solar
Geometría Sol - Tierra
Nubes
Efectos del UV-B solar sobre la salud
Instrumentos para medir el UV solar
16.2 El ozono atm osférico......................... 347
Variabilidad estacional y vertical del ozono estratosférico
La Circulación Brewer- Dobson
Ondas atmosféricas y circulación de Brewer-Dobson
16.3 Ozono Troposférico .................................................................. 351
Intercambios estratosfera-troposfera
Plegamientos de la tropopausa
Efectos perniciosos del ozono troposférico
16.4 La medida del contenido de ozono de la atm ósfera ............. 353
Ozono sondas
Instrumentos de medida remota
16.5 El 0 3 y el UV solar en la actualidad .......... 356
Tendencias en el ultravioleta B solar
Tendencias en el espesor de la capa de ozono
Tendencias en la concentración de ozono troposférico
16.6 B ibliografía.................. 362
P R Á C T IC A S ................................... 363
Práctica 1. Los gases . Evolución de la atmósfera
(contaminantes en el aire en los últimos 30 a ñ o s ) ....................... 365
Práctica 2. Sondeo aerológico . Curva de e sta d o ............. 369
Práctica 3. Intensidad Solar en superficie ................... 375
Práctica 4. Análisis de sondeo para estudiar la dilución local
de contam inantes ......................................................................... 379
Práctica 5. Análisis del viento y del transporte de contaminantes
a larga distancia.............................................................................................. 387
Practicas Climatología 397

DOCUM ENTOS DE TRABAJO

TEM A 1. LA ATM Ó SFERA
l. La Atmósfera
En este capítulo se pretende presentar los conceptos que permiten hacerse
una idea aproximada y cabal de la atmósfera. Sobre esa idea base se irán
construyendo, en capítulos sucesivos, una idea más sofisticada de los
fenómenos meteorológicos y la evolución del Clima en la Tierra (la vida en
Gaia). Esas ideas nos deben permitir tom ar decisiones ante fenómenos de
contaminación o de disminución de la calidad del aire y el agua que utilizamos
para mantenernos vivos.
En principio, basta considerar que la atmósfera es un fluido en rotación en un
espacio que está acotado por la superficie de la Tierra, al igual que una mezcla
de aceite y otros aditivos en la elaboración de una mahonesa. En esta
analogía, la superficie interior del vaso donde se hace la emulsión, está
actuando como la frontera de la superficie de la Tierra. Esta imagen es inexacta
porque existen muchas otras características de la atmósfera que no están
incluidas en esa analogía. Sin embargo, como aproximación cero, no es
errónea y puede ser utilizada por no-expertos, para imaginar situaciones
atmosféricas simples.
Al finalizar este tema es recomendable realizar las prácticas 1 y 2.
1.1 Introducción a los fenómenos atmosféricos
La mayor parte de la masa de la atmósfera está concentrada en una delgada
capa sobre la superficie de la Tierra. En esta capa, la distribución de la mayoría
de los parámetros observables: temperatura, humedad, presión, etc, es
fuertemente anisótropa (valores diferentes en distintas direcciones), sobre todo
en la distribución vertical de esos parámetros.
La interacción de la atmósfera con un flujo de energía radiante inhomogéneo y
periódico (radiación solar), y con una superficie a diferentes temperaturas (que
emiten y reflejan radiación), en un sistema de referencia acelerado (rotación de
la Tierra), da lugar a los fenómenos que estudia la Meteorología (en fas
llamadas escalas hemisférica y sinóptica). El rozamiento del aire con la
superficie y la orografía local originan parte de los fenómenos que se aprecian
a una escala espacial inferior (mesoescala); y, a menor escala, ios fenómenos
turbulentos dominan la escena (microescala).
Las variaciones de los distintos parámetros atmosféricos con la altura y con la
distancia en dirección paralela a la superficie son muy diferentes. Por ejemplo,
la temperatura disminuye con la altura, en promedio, a un ritmo de cerca de 6
°C km” 1 hasta alturas de 10-15 km sobre el nivel del mar, mientras que los
gradientes de temperatura horizontales más fuertes (aquellos asociados con
fuertes frentes en latitudes medias) raramente exceden de 0,05 °C km” 1. Como
resultado, las isolíneas (también llamadas isopletas; líneas o superficies de
19

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
igual valor en la magnitud considerada, tal como las isóbaras e isotermas)
normalmente son casi horizontales (en escalas de decenas y centenas de kms)
y los perfiles verticales tienen una estructura en capas horizontales o capas
estratificadas.
En la figura 1.1 se muestran las temperaturas medias en los meses de Enero y
Julio a diferentes alturas (presiones) desde 90° N hasta 90° S, donde se
observa la estructura en capas estratificadas.
Altura Altura
Figura 1.1 . Enero (arriba)-julio (abajo) Isotermas a lo largo de un meridiano (N
-S ) frente a la altura sobre la superficie (vertical). Zonas sombreadas para
isotermas positivas.
A la estratificación de la atmósfera le corresponde un comportamiento
específico de determinados estratos, como veremos a continuación.
— Capa límite planetaria. Es la capa de aire pegada a la superficie con la
que mantiene una interacción turbulenta. Tiene un espesor entorno a los
500-1.000 m que puede variar según los lugares y épocas del año. En el
resto de la atmósfera la circulación no esta afectada por el suelo (dirección
e intensidad del viento), y se llama atmósfera libre. En la Capa Límite
Planetaria ocurren todos los procesos de contaminación que afectan al
bienestar del ser humano y a la fortaleza de los ecosistemas que vivimos.
2 0

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
— Troposfera. De 9 a 18 km de altura aumentando desde el Polo hasta el
Ecuador. Es la zona donde ocurren todos los fenómenos meteorológicos
que estudiaremos. Entre ellos el transporte de los contaminantes desde
las capas de mezcla en donde se generan, hasta los biotopos donde
habitan otros seres vivos. La atmósfera es global, las perturbaciones
locales (en su respuesta física , composición y reactividad química), por
insignificantes que parezcan, convergen aditivamente dando lugar a
cambios en las condiciones iniciales que deben considerarse junto con
las leyes que rigen el comportamiento de la atmósfera. Esas
perturbaciones en las condiciones iniciales dan lugar a soluciones muy
diferentes, tal como ocurre con el comportamiento de los gases con esas
mismas condiciones de contorno.
— Estratosfera. Formada por capas prácticamente horizontales separadas
de la troposfera por una zona, en ocasiones muy bien definida, llamada
tropopausa. Su comportamiento se ve influido por la Troposfera, al
variar la altura de su límite inferior por la capa de inversión (difícilmente
penetrable) que crea la fotoquímica del ozono al absorber la radiación
ultravioleta hasta niveles compatibles con la diversidad actual de formas
de vida.
Escalas de Tiempo y Espacio.
La troposfera es un lugar de continuas conmociones atmosféricas que ocurren
en intervalos temporales y extensiones geográficas muy dispares.
Fig. 1.2 Huracán Bonnie desde el espacio. Septiembre 1992
Así, los cúmulos (del latín colina) se forman y se disuelven en intervalos de
tiempo del orden de decenas de minutos, mientras crecen y se desvanecen en
su interior los movimientos verticales.
En latitudes medias, los vórtices de escala continental crecen y desaparecen
en cuestión de días. En estos «ciclones extratropicales» que pueden
21

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
observarse en las imágenes de METEOSAT, aparecen grandes bandas de
nubes que pueden producir lluvia, nieve y localmente granizo. Están asociados
a grandes áreas de baja presión atmosférica en la superficie.
Entenderemos por Meteorología, en el contexto de esta asignatura, el estudio
de la naturaleza física de la baja atmósfera, sobre todo la troposfera, prestando
especial atención al carácter dinámico de los cambios que ocurren en ella. En
esta línea argumental, la climatología tendría en cuenta los fenómenos más
frecuentes y las situaciones promedio, y los valores extremos en un período de
tiempo conveniente (30 años). Cada vez que mencionemos un promedio (como
en el análisis de la figura 1.1) estamos en el ámbito de la Climatología. El
estado físico promedio de los subsistemas e interacciones dentro del Sistema
Climático terrestre definen el Clima. La Climatología trata de lo que sabemos
sobre la evolución temporal del Clima.
La humanidad ha invertido en los últimos 150 años, gran cantidad de fondos en
poder pronosticar el comportamiento atmosférico con seis horas de antelación.
Especialmente, el que afecta a las condiciones en la superficie. En el momento
actual, los grandes computadores que centralizan todos los datos
meteorológicos de innumerables fuentes y los procesan, son capaces de
proporcionar un pronóstico, para grandes áreas geográficas, con tres días de
antelación. El pronóstico se hace menos fiable cuando se proyecta con una
semana de antelación. Para lograr pronósticos fiables con mayor antelación se
requiere una capacidad de cálculo hoy no disponible que implicaría multiplicar
por mil el número de operaciones por segundo que es capaz de realizar el
ordenador actual más rápido. Este potencial de cálculo, implicaría disponer de
la capacidad de simular la interacción océano-atmósfera a gran escala, que
resulta esencial para pronósticos a largo plazo de la evolución promedio de la
atmósfera global. Se confía en lograr esa capacidad de cálculo en las próximas
décadas.
En este texto, no vamos a pretender dominar las técnicas de pronóstico, sino a
estudiar fenómenos básicos. La asimilación de las técnicas de pronóstico
meteorológico solamente es accesible a un sector especializado de los
meteorólogos profesionales, contando con una ingente información, por lo
general no accesible a los especialistas en medioambiente.
Entre los acontecimientos que ocurren en la atmósfera podemos distinguir
fenómenos a muy diferentes escalas (8 órdenes de magnitud) tanto en una
dimensión espacial como en la temporal. Las escalas espaciales y temporales
están relacionadas de forma que los acontecimientos más extensos ocurren
con cierta lentitud, mientras que los acontecimientos muy localizados ocurren
muy rápidamente. En casi todos los casos, dividiendo la escala espacial por la
escala temporal de los diferentes fenómenos meteorológicos se obtiene 1 m -s'1.
22

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 1.3 Tamaño (ordenadas, m) frente a duración (abcisas, s) de fenómenos atmosféricos.
Esta escala puede utilizarse como primera aproximación para contestarse
preguntas del tipo, ¿este fenómeno que duración tiene?, ¿o cuál es el tamaño
de la zona afectada por un fenómeno de una duración determinada?
Las leyes de la física en la atmósfera. Causa y efecto. Caos
La atmósfera es un fluido que obedece las leyes de la mecánica y de la
termodinámica ( y de la química , aunque no se trate en extenso en este texto).
Sin embargo hay que tener cuidado con identificar en los fenómenos
atmosféricos observados "las causas" y los "efectos producidos", en su lugar
deberíamos contemplarlos como relaciones dinámicas entre parámetros. Así, si
dijéramos que la existencia de un gradiente de presiones (cociente entre la
diferencia de presiones entre dos puntos y la distancia que los separa) causa
una aceleración del aire, nos costaría ver que, la redistribución de las masas de
aire que están ocurriendo constantemente, producen un cambio en el gradiente
de presiones. • .
En los medios de comunicación, al describir el pronóstico meteorológico en
algunas ocasiones se hace en términos de causa a efecto. Por encima de la
capa límite planetaria los tipos de perturbaciones dominantes ocurren en
grandes escalas y los casos individuales están a mitad de camino entre la
uniformidad estadística y la unicidad de cada acontecimiento; en estas
condiciones los cúmulos, tormentas, depresiones, huracanes, semejan
entidades vivas y al describirlas en el pronóstico del tiempo se tratan como si
realmente lo fueran:
23

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
«El debilitamiento del anticiclón sobre las isla Británicas está permitiendo a un
cinturón de lluvia moverse hacia el noroeste de Irlanda.»
Para no utilizar un lenguaje animista o que diera que pensar en relaciones
causa a efecto, deberíamos decir:
«El anticiclón sobre las islas Británicas se está debilitando y un cinturón de
lluvia se está trasladando desde el Atlántico hacia el noroeste de Irlanda. »
A principios del siglo XX, Shaw caracterizaba el tiempo meteorológico como
una sucesión de incidentes durante el funcionamiento de una gran máquina
natural. La analogía con una máquina termodinámica aparece cuando
consideramos la energía incidente del Sol, el trabajo realizado por la atmósfera
y los océanos, y la energía desprendida por la atmósfera.
La fuente de energía la proporciona, sobre todo, la energía solar que alcanza la
superficie de la Tierra; el sumidero de energía lo constituye la emisión infrarroja
terrestre al espacio, sobre todo la emitida desde la parte superior de la
troposfera. La energía mecánica generada como diferencia de ambas
corresponde al movimiento de masas de aire y la distribución inestable de
masas atmosféricas, que trasladan la energía térmica en forma de calor latente
de las zonas de excedentes a las de déficit por medio del agua líquida
contenida en las nubes.
La máquina atmosférica genera y mantiene sus propias estructuras entre las
que se incluye una jerarquía de perturbaciones asociadas con el tiempo
meteorológico en la superficie. A su vez, la atmósfera controla la entrada de
energía solar mediante la producción de masas nubosas que reflejan una
fracción significativa de la luz solar, y de una forma menos obvia, también
regula con las nubes, la salida de radiación terrestre al espacio.
1.2 Origen, composición y estructura de la atmósfera
Origen de la atmósfera
La nebulosa primitiva que dio origen al Sol, planetas y lunas del sistema solar,
tuvo probablemente una composición sim ilar a la del Sol actual,
mayoritariamente (99%) hidrógeno (H2) y helio (He). Nuestro sistema solar se
originó cuando esa nebulosa, una nube enorme de gas cósmico, polvo y hielo,
se desintegró por acción de su propio campo de fuerzas gravitatorias. La gran
compresión resultante aumentó la temperatura de la nube a varios miles de
grados Kelvin, lo que llevó a la evaporación de la mayoría de los componentes.
La primera atmósfera terrestre se formó por gases exhalados por el planeta
cuando éste aún se hallaba en estado líquido. Las sustancias líquidas
encerradas en fragmentos sólidos, a partir de los cuales se solidificó la Tierra,
fueron expelidos por el calor. Dado que el oxígeno se encontraba firmemente
ligado a otros elementos, estos gases tienen que haber estado ampliamente
reducidos, de modo que la atmósfera primigenia estuvo probablemente
24

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
compuesta, en su mayoría, de metano CH4| y mezclas de hidrógeno H2,
amoniaco NH3 y vapor de agua H20 . Aún no se conoce la composición exacta
de esta antigua atmósfera, que data de unos 1.0 0 0 millones de años posterior
al origen del sistema solar, es decir, unos 3.500 millones de años.
Casi todo el oxígeno que ha sido liberado durante el transcurso de la historia
del planeta es un producto derivado de la fotosíntesis de la biomasa de la
Tierra. La Tierra órbita alrededor del Sol a la distancia necesaria para que
pueda estar el agua en estado líquido. Casi todo el C 0 2 que fue liberado
durante el período de expulsión de gases por la corteza, fue transformado por
medio de procesos químicos en el océano, en carbonatos de calcio y de
magnesio, depositándose luego en forma de sedimentos.
Hoy sabemos que la generación primitiva de la vida desde sustancias
inorgánicas sólo habría sido posible en un medio reductor. Así, la atmósfera
primigenia, libre de oxígeno, fue una condición para la existencia de la vida
primitiva sobre el planeta.
Un avance decisivo en la evolución fue el desarrollo de organismos vivientes
que absorben su carbono en forma de dióxido de carbono pudiendo formar
cadenas orgánicas más complejas utilizando energía química. Los primeros
seres autótrofos, también llamados quimiotrofos, probablemente utilizaron al
dióxido de carbono como receptor de electrones (oxidante) y al agua como
donante de electrones (reductora). Por ejemplo, las bacterias sintetizadoras de
ácido acético o metano obtenían energía de las siguientes reacciones
2 C 0 2 + 4 H2 CH3COOH + 2H20
C 0 2 + 4 H2 ------------ CH4 + 2H20
El desarrollo de pigmentos, permitió a los organismos usar por primera vez la
energía de la luz solar en forma directa, por medio de la fotosíntesis.
Longitud de onda en nm
Figura 1.4 Solapamiento entre las bandas de absorción de pigmentos pertenecientes a
organismos fotosintéticos y la intensidad de la radiación solar (Intensidad relativa en ordenadas
y longitud de ondas en nm en abcisas).
25

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Con la aparición de cantidades importantes de oxígeno libre en la atmósfera,
las rocas, por primera vez en la historia terrestre, se sometieron a la corrosión
por oxidación, lo que llevó a la formación de arenisca roja (conteniendo hierro
trivalente), así como a la formación de sedimentos con sulfatos. Las primeras
areniscas rojas en la Tierra emergen de formaciones que tienen menos de
2.000 millones de años.
En el mar, el oxígeno convirtió el hierro bivalente en trivalente que, al ser
insoluble en el agua, precipitó y fue depositado sobre el fondo del mar como
sedimento. Además de participar en la oxidación del Fe(ll), el oxígeno también
participó en la oxidación de compuestos de azufre a sulfato que también fueron
depositados en sedimentos marinos.
Se ha calculado que aún con un nivel de oxígeno relativamente bajo pudo
haber existido una capa de ozono en la estratosfera primitiva que protegiese a
la vida (biomoléculas) sobre los continentes de la radiación ultravioleta solar.
Composición de la atmósfera
El aire es una mezcla homogénea de gases distintos. Sus componentes
principales mantienen una proporción constante en el llamado aire seco. La
composición química del aire seco se muestra en la siguiente tabla.
% por volumen
Nitrógeno N2 79.09
Oxígeno 0 2 20.95
Arqón Ar
0.93
C 0 2
0.03
Dióxido de carbono
% por masa
75.51
23.15
1.23
0.05
Gases traza: Hidrógeno H2; Neón Ne; Helio He; Krypton Kr; Xenón Xe; Ozono
0 3; Metano CH4 y Radon Rd.
Además, en proporciones que ráramente alcanzan el 4% por volumen (el
máximo está en torno al 6.4% que corresponde a 40 g de vapor de agua por kg
de aire a 45°C, presión a nivel del mar) el vapor de agua es un ingrediente
fundamental de la troposfera y está casi ausente en niveles superiores de la
atmósfera.
La figura siguiente representa el perfil vertical de las concentraciones de esos
gases expresadas por medio de la densidad del aire en cada altura.
26

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 1.5 Perfil vertical de temperatura, presión y densidad del aire
El aire es un gas que se comprime con facilidad por lo que la gravedad
terrestre lo concentra en una fina capa próxima a la superficie de la Tierra,
como consecuencia existe una rápida caída de la densidad del aire y de la
presión en los primeros kilómetros de la atmósfera, mientras que a m ayor altura
la disminución de estos parámetros deja de ser tan abrupta.
En los primeros 80-100 km de atmósfera, nos encontramos con una mezcla de
gases que tienen una proporción constante. Sin embargo, la cantidad de vapor
de agua es pequeña y variable, estando casi toda ella concentrada en la
troposfera. Por ello se distingue habitualmente entre aire seco y el mismo, pero
considerando su contenido de vapor de agua, aire húmedo. Además de los
gases de la tabla anterior, en la atmósfera existen pequeñas cantidades de
hielo y agua líquida formando nubes y precipitaciones, así como un conjunto de
partículas aún menores llamadas aerosoles, concentradas sobre todo en la
troposfera.
Equilibrio Difusión-Convección
La atmósfera, lejos de ser el resultado de una evolución previsible desde una
situación inicial determinada, es un ente activo y dinámico, y, sin embargo,
mantiene continuamente un estado casi-estacionario. Por ello, sus
propiedades, incluyendo la distribución uniforme de especies químicas, debe
ser el resultado de un equilibrio continuo entre procesos contrapuestos que
compiten. Podemos distinguir procesos que promueven la uniformidad de las
concentraciones relativas de especies químicas (difusión y convección) y otros
procesos que promueven la variabilidad (gravedad).
2 7

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
A escala atmosférica, la difusión molecular resulta poco efectiva comparándola
con otros procesos de mezcla (salvo en escalas del orden de milímetros en la
baja atmósfera) dentro de la capa límite planetaria. Sin embargo, a gran altura
el aire es tan tenue que las moléculas pueden viajar distancias considerables
entre colisiones consecutivas, moviéndose a la velocidad del sonido, por lo que
la velocidad de difusión de las especies químicas puede ser muy elevada.
En un volumen de aire de 1 km de altura, la gravedad produce un gradiente de
densidad significativo de abajo-arriba, mientras que los dos tipos de mezclas
(difusión y agitación mecánica o convectiva) tienden a producir distribuciones
verticales diferentes.
En el caso de difusión en una columna de aire de gran altura, cada especie
molecular se mantiene en una distribución en equilibrio (distribución de
energías cinéticas de las moléculas a determinada temperatura), en el cuál el
tirón hacia abajo debido a la gravedad está compensado por una difusión neta
hacia arriba mantenida por el gradiente en esa dirección del número de
partículas por unidad de volumen (ley de Fick).
Este resultado es independiente de cualquier otro tipo de especies químicas
presentes. En este tipo de equilibrio por difusión bajo la acción de la gravedad,
las densidades específicas (densidad de la especie química dividida por la
densidad del aire) de las moléculas más pesadas son mayores a menores
alturas, mientras que las densidades de las especies moleculares más livianas
son mayores a mayores alturas. Esto último es lo que en esencia ocurre por
encima de los 100 km de altura, en donde la difusión es rápida en un aire muy
poco denso y escasamente agitado.
En el caso de una columna de gran altura en la cuál predomine la mezcla
mecánica o convectiva sobre la difusión, las diferentes especies químicas se
están mezclando mucho más rápidamente por los movimientos al azar
producidos por grandes espirales o remolinos que la separación producida por
la difusión molecular bajo el efecto de la gravedad. Acercándonos más a la
superficie , la turbulencia gobierna casi todos los fenómenos.
Consideremos el ciclo de vida de un remolino (eddy, en inglés) desde el
momento de su formación, a partir de los restos de remolinos anteriores, hasta
el momento de su destrucción por un proceso de mezcla. En ese corto intervalo
de tiempo (10 s, en el caso de pequeñas turbulencias) la parcela de aire puede
haberse movido 10 m, conservando mientras tanto su mezcla original de
especies moleculares. La combinación de este movimiento conservativo y del
proceso de "compartir mediante mezcla" repetido indefinidamente a través de
todo el volumen de la mezcla mientras dure la agitación, .lleva a una
uniformidad del equilibrio convectivo. Por ello se observa una estratificación
vertical en densidades de la mezcla homogénea de especies gaseosas ( el
porcentaje de cada una se mantiene constante, mientras la densidad disminuye
con la altura).
28

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Contaminantes atmosféricos y Aerosoles
En la atmósfera también encontramos otras especies químicas y partículas
originadas directa o indirectamente por la actividad humana, que afectan a la
salud de los seres humanos, los ecosistemas y el propio comportamiento de la
atmósfera. Llamaremos contaminantes a estos compuestos. En las tablas
siguientes se muestran los compuestos contaminantes más habituales así
como sus focos de emisión principales.
Contaminante
Partículas
co
C02 .
SO,
NO,
COV
o3
HC
Central
Térmica
Trafico
Calentamiento
domestico
Refinado
petróleo
Minería
Ind. Química Manufacturas Incineración . , .
y Farmac. metálicas residuos Agncullura
* * * * * * *
* * * *
* * * *
* * * * «
* * * * *
* * * * *
* *
* * * * * *
Metales pesados
Pb
* * * *
Hg
* * *
•* * *
Cu *
Cd
* * * * * *
Zn
Radionucleidos
CFC
X
* *
*
(.SO x S 0 2 y S 0 3 ; NOx NO y N 0 2 ; COV Compuestos orgánicos volátiles; HC hidrocarburos;
CFC Compuestos fluoroclorados)
Tiempo de residencia en la atmósfera
Los contaminantes una vez liberados en la atmósfera tienen una vida limitada
caracterizada por el llamado tiempo de residencia.
Sea M la masa atmosférica de una determinada especie química, p.e. N2, en
kg, y F el ritmo de denitrificación (producción de N2 en superficie) en kg por
año, que tiene que ser igual al ritmo de fijación (pérdida de N2 atmosférico), ya
que M es constante. Si las moléculas de N2 entrasen y saliesen de la atmósfera
en el mismo orden cronológico, cada una emplearía M/F años en la atmósfera,
de ahí la definición de tiempo de residencia en la atmósfera.
29

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
Compuesto
Atmósfera libre
(concentración ppb)
Atmósfera
contaminada (ppb)
Tiempo residencia
aproximado
Partículas
> 100 g/m3
CO 120 1.000-10.000 65 días
CM
O
O
320.000 400.000 5 años
s o 2 0.2-10 20-200 40 días
NO 0.01-0.6 50-750 1 día
n o 2 0.1-1 50-250 1 día
h n o 2 0.001 1-8
h n o 3 0.02-0.3 3-50 1 día
0 3 20-80 100-500
n h 3 1-6 10-25 20 días
c h 4 1.500 2.500 8-10 años
n 2o 300 10-150 años
h 2s 0.2
Pb 0.005 mg/m3 0.5-3 mg/m3
r/'
En promedio una molécula de N2 concreta puede permanecer cerca de 42
millones de años en la atmósfera entre una denitrificación y la siguiente fijación.
Este es el tiempo de residencia del nitrógeno en la atmósfera, dentro del ciclo
global del nitrógeno. El tiempo de residencia se calcula dividiendo la masa de
reserva de la especie que corresponda por el ritmo de flujo o influjo.
El tiempo de residencia del C 0 2 en la atmósfera entre sucesivas entradas y
salidas de la bioesfera es de cerca de 5 años. La fotosíntesis puede estar
ocurriendo a tal velocidad en las masas vegetales densas, bien soleadas y
regadas, que la concentración de C 0 2 puede disminuir hasta en un 20 % en
sus proximidades respecto a los valores promedios en esa zona y época del
año. Por la noche en esas mismas zonas, los niveles de C 0 2 , por la
respiración vegetal, pueden aumentar por encima de los valores promedios en
una proporción similar, al no existir captación de dióxido de carbono al cesar la
fotosíntesis y seguir el desprendimiento de C 0 2 correspondiente a la
respiración celular de la mayor parte de la biomasa.
El tiempo de residencia del agua en la atmósfera es de tan sólo 11 dias.
30

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En la siguiente tabla se puede apreciar los tiempos medios de residencia en la
baja atmosfera para los contaminantes más relevantes en el problema de la
acidificación.
s o 2
NOx
H N 0 3
HCI
1-40 dias
horas-1 día
horas
horas
n h 3
horas-1 dia
0 3 1 sem ana
S ulfatos
N itratos
1 sem ana
1 sem ana
Tan pronto como son emitidos en el aire, los contaminantes quedan sometidos
al proceso general de dispersión ejercido por la atmósfera.
El conocimiento de la dinámica atmosférica es fundamental a la hora de
describir el proceso de transporte de los contaminantes. Los movimientos del
aire en la atmósfera no sólo determinan la meteorología sino también la
dispersión de los contaminantes.
Estructura térmica de la atmósfera
La división de la atmósfera en capas con nombres específicos (Figura 1.5),
está basada en cambios que se observan en la estructura vertical de
temperaturas; estos cambios en el gradiente vertical de temperatura son
debidos a la distinta capacidad de cada una de las capas para absorber
energía radiante.
Troposfera
— Es la capa más próxima a la superficie de la Tierra, en ella existe una
disminución mas o menos uniforme de la temperatura con la altura, en
promedio 6,5°C por kilómetro de altura, excepto en las proximidades del
polo en invierno en donde existe una inversión de temperatura (la
temperatura aumenta con la altura) persistente, encima de la superficie
helada.
— Al aumentar la altura, suficientemente alejados de la superficie
(atmósfera libre, el efecto del rozamiento con el suelo es despreciable),
generalmente aumentan la circulación del aire así como las velocidades
de los vientos hasta un poco antes de la tropopausa. A esa altura se
31

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
sitúan las corrientes en chorro troposférico (un estrecho segmento de
la alta troposfera en donde el aire circula a gran velocidad).
— Contiene casi la totalidad del vapor de agua de la atmósfera y las nubes.
— Se encuentra en ella toda la actividad convectiva (asociada con la
formación de nubes) y tiene componentes verticales de viento apreciables.
— Contiene a casi todos los fenómenos que dan lugar al «tiempo
meteorológico» y a la mayoría de los contaminantes atmosféricos.
La altura de la tropopausa no es constante ni en el tiempo ni en el espacio y
existen marcadas variaciones de su altura con la latitud y la época del año. En
el ecuador la tropopausa normalmente está a 16-17 km y sólo a 8-9 km en las
regiones polares; en latitudes medias se suele encontrar en un escalón
intermedio, 10-13 km (Figura 1.1).
La altura de la tropopausa en un día concreto se obtiene mediante el análisis
de un sondeo aerológico de temperatura. La región en el que el enfriamiento
con la altura se desvanece llegando incluso a invertir su tendencia es la
tropopausa. El criterio de la organización meteorológica mundial (OMM-WMO)
sobre la posición de la tropopausa es; altura a la que el decremento de
temperatura con la altura es inferior a 2 K/km durante al menos 2 kms
seguidos. Su altura en metros se determina a partir de los valores de la presión
y temperatura, utilizando la ecuación de Laplace que analizaremos mas
adelante.
En la alta troposfera existen temperaturas más bajas sobre el ecuador que
sobre los polos. Esto es debido a que cuanto más alta sea la troposfera, en
mayor medida desciende la temperatura al alcanzar la tropopausa (gradiente
adiabático de enfriamiento).
En las proximidades de las corrientes en chorro polar y encima de los ciclones
extratropicales, ocurren frecuentes distorsiones y roturas de la tropopausa. En
estas zonas tiene lugar una interacción entre la troposfera y el aire, seco y
cargado de ozono, de la estratosfera.
Estratosfera
El nombre proviene de estar estratificada, no existen movimientos convectivos.
Se extiende desde la tropopausa hasta aproximadamente 50 km
(estratopausa). Las características principales son:
— En la baja estratosfera (hasta 25 km) las temperaturas se mantienen
constantes o aumentan gradualmente con la altura; a partir de ahí las
temperaturas aumentan con la altura hasta alcanzar temperaturas
próximas a los valores de la superficie.
32

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
— Los vientos tienden a descender con la altura en la baja estratosfera y
aumentan con la altura en la alta estratosfera, siendo de dirección Este
en verano y de dirección Oeste en invierno.
— La estratosfera es extremadamente seca, no existiendo nubes ni tiempo
meteorológico. (Sin embargo, existen estructuras que actúan como
eficaces destructores del ozono a las que se denomina nubes nacaradas
o Madreperla).
— Contiene del 95 al 90 % del ozono de la atmósfera aunque esté presente
en cantidades muy pequeñas; el máximo de concentración de ozono
representa tan sólo diez partes por millón de las moléculas existentes en
ese nivel.
La mayoría de los meteoritos que quedan atrapados en el campo gravitatorio
terrestre se queman en la estratosfera, dando lugar en el cielo nocturno a las
llamadas estrellas fugaces.
Mesosfera y termosfera
La mesosfera se extiende desde la estratopausa hasta los 80 km de altura. En
esta capa las temperaturas vuelven a descender hasta valores de — 90 °C en la
mesopausa; en ocasiones en esta capa se alcanzan los — 100 °C. Los vientos
del Oeste aumentan en la parte baja de la mesoesfera alcanzando 80 metros
por segundo a 70 km de altura.
En la termosfera la temperatura vuelve a aumentar con la altura. La densidad
de la atmósfera es extremadamente baja, estando compuesta
fundamentalmente de nitrógeno y oxígeno molecular. A partir de los 200 km
predomina el oxígeno monoatómico que al absorber la radiación ultravioleta
solar de mayor energía permite que se alcancen temperaturas de hasta
1200°C.
1.3 Presión Atmosférica. Unidades y métodos de medida
La presión es el resultado del movimiento de las moléculas del aire en un
espacio confinado. Si imaginamos una superficie en contacto con un gas a
cierta presión, el choque de esas moléculas origina una fuerza sobre la
superficie imaginaria o real (variación de la cantidad de movimiento en la
unidad de tiempo); el cociente entre esa fuerza y el valor de la superficie
considerada nos da el valor de la presión.
La presión producida por las moléculas que componen el aire depende de:
i) la masa de las moléculas,
ii)
iii)
la temperatura, es decir, la energía cinética media de las moléculas,
la fuerza de la gravedad que va comprimiendo las capas inferiores con el
peso de las masas de aire situadas en su vertical.
33

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
La presión atmosférica se define como el peso por unidad de área de la
columna de aire. A nivel del mar está entorno a 1 kp/cm2 = 9.81 N/10 A m2 »
105 Pa.
La unidad de presión es el pascal Pa = N/m2
pero también se utilizan otras unidades en dominios específicos:
en meteorología
en la industria
en los laboratorios
mbar = 100 Pa = hPa
atmósfera (atm) = 1.013 • 105 Pa
1 atm = 760 mm Hg
El principio de Pascal establece que la presión en un fluido (gas, líquido) es la
misma en todas las direcciones y que, localmente, sólo depende de la altura
del fluido situado encima.
La presión atmosférica es capaz de equilibrar el peso de una columna de
líquido en cuya parte superior no exista presión (vacío). Este hecho
proporciona un método para medir la presión atmosférica en la superficie de la
Tierra mediante el barómetro de Torricelli.
Imaginemos un tubo largo cerrado en uno de sus extremos lleno de un líquido
(se emplea normalmente el mercurio por ser muy denso, con lo cual se acorta
la longitud del tubo), si lo invertimos sobre una cubeta con cuidado de no
introducir ninguna burbuja de aire dentro del tubo, parte del fluido descenderá
del tubo dejando en el otro extremo una zona en la que podemos pensar que al
no existir aire la presión está próxima a cero. Al alcanzarse el equilibrio, la
presión que ejerce el aire sobre la superficie libre del mercurio en la cubeta es
igual a la presión que ejerce el peso de la columna de mercurio a la altura de la
superficie libre. Como veremos el resultado es independiente de la sección del
tubo o la cubeta. (Peso= masa x aceleración de la gravedad; masa=densidad x
Volumen; Volumen de un cilindro= superficie de la base S x la altura h).
Patmosférica = Peso Hg/ S (sección tubo) = dHg • s ■h • g/S = = pHg ■h • g
donde h es la altura de la columna de mercurio en metros, g el valor de la
aceleración de la gravedad en m/s2y pHg la densidad del mercurio en kg/m3.
Así, en una atmósfera standard la presión equilibra a una columna de mercurio
de 0.76 m = 760 mm.
Patm = 13.600 kg/m3 • 0.76 m ■9.81 m/s2 = 101396 Pa « 105 Pa
La atmósfera standard es el valor promedio para todas las latitudes y
estaciones del año Pas = 1013,25 mbar.
Para medir la presión atmosférica en términos relativos se utilizan también los
barómetros aneroides. Estos dispositivos son cápsulas metálicas flexibles en
34

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
cuyo interior se ha realizado un vacío parcial, lo que produce que la superficie
metálica esté parcialmente comprimida. Si aumenta la presión, la cápsula se
comprime más y si disminuye ligeramente la presión, la cápsula se expande
gracias a un muelle que une por el interior los dos trozos de la capsula. Un
sistema de brazos mecánicos transmite las variaciones de espesor de las
cápsulas a una escala que puede graduarse comparándola con los valores que
proporciona un barómetro de Torricelli.
Si el indicador del barómetro aneroide está provisto de una plumilla sobre un
papel pautado colocado sobre un cilindro que gira como un reloj, obtenemos
una gráfica presión-tiempo. Se trata de un barógrafo.
Las sondas aerológicas utilizan condensadores eléctricos para medir la
presión. La capacidad de un condensador plano depende de la distancia entre
las placas. Esta distancia varia con la presión que ejerce la atmósfera sobre
ellas. Los cambios de presión se convierten en cambios de la señal eléctrica
procedente del condensador, transmitiéndose de esta forma los cambios de
presión a un receptor situado en la estación meteorológica desde donde se
efectúa el sondeo.
Variaciones de ia presión atmosférica con la altitud
La presión atmosférica disminuye con la altura sobre el nivel del mar. La fuerza
de la gravedad comprime la atmósfera siendo por tanto la densidad del aire
máxima en la superficie de la tierra.
Pascal (1648) observó las variaciones de presión con un barómetro de Torricelli
al subir al pico de Puy de Dome de 1467 m (Macizo Central, Francia).
Valores extremos registrados recientemente:
870 mb Tifón Tip, 12 octubre 1979; 880 mb huracán Gilbert sobre México 1988.
1083,8 mb, anticiclón siberiano, 31 diciembre 1968.
En algunos tornados se pueden observar valores inferiores a 870 mb a nivel del
mar.
Variaciones de la presión a lo largo del día
Como consecuencia del calentamiento (insolación) y enfriamiento (radiación
nocturna) del suelo, la densidad del aire sobre la misma cambia produciéndose
ligeras variaciones de presión en un lugar a lo largo del día. Estas variaciones
de apenas unos milibares tienen dos máximos, a las 10:00 y las 22:00, y dos
mínimos diarios, a las 04:00 y a las 16:00 horas.
Los fenómenos meteorológicos que se aprecian, en una escala de tiempo de
horas-dias en ese lugar originan variaciones mucho más acusadas, como se
aprecia en el siguiente barograma en que los valores de la presión se han
registrado cada dos horas (Fig. 1.6).
35

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Time
3 - 30-82 3- 31-82 4 - 1-82 4 - 2-82 4 - 3-32 4 -4-82
Figura 1.6 Barograma 3-4 enero 1982
Variaciones de presión horizontales
Para poder comparar las presiones en superficie en diferentes posiciones
debemos neutralizar en primer lugar el efecto de la altura a la que están las
estaciones de medida. A esta operación se le denomina reducción a nivel del
mar y consiste en añadir al valor obtenido por el barómetro el peso de la
columna de aire que debería situarse entre la estación y el nivel del mar (más
adelante veremos como estimar este valor).
Las variaciones de presión horizontales son mucho más pequeñas que las
observadas en altura, correspondiendo 30 metros de altitud a las diferencias de
presión observadas a nivel del mar a través de una distancia de, como mínimo,
200 km (1,75 mb/100 km).
Las diferencias de presión en superficie originan el movimiento de las masas
de aire que a su vez dan lugar a los fenómenos meteorológicos. Pero, como
indicamos anteriormente, lo fenómenos meteorológicos a su vez dan lugar a
diferencias de presión.
Tres factores determinan estas diferencias de presión en horizontal:
la temperatura del aire, la humedad, y el ritmo en que el aire entra o
desaparece de una columna de aire (convergencia y divergencia).
La Temperatura
La temperatura de un gas es proporcional a la energía cinética media de las
moléculas 1 /2 m v 2 ~ kT.
36

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En la atmósfera el aire no está confinado en un volumen determinado por lo
que se expande y se comprime al disminuir o aumentar la presión. El aire al
calentarse aumenta la energía cinética media de sus moléculas y al aumentar
la velocidad aumenta la distancia entre las mismas, la densidad del aire
disminuye con la temperatura. El aire frío es más denso y aumenta la presión
sobre el lugar sobre el que esté situado.
La humedad
La masa molecular del aire seco, teniendo en cuenta su proporción de especies
químicas, es de 29 g/mol, mientras que el vapor de agua tiene una masa
molecular inferior, 18 g/mol. Como un mol de cualquier gas a la misma presión
y temperatura ocupa el mismo volumen, el aire húmedo es menos denso que el
aire seco, lo cuál puede producir que flote sobre el aire seco (fuerza
ascensional).
La continuidad del aire
Si el ritmo de salida del aire del volumen considerado, sobrepasa al ritmo con el
que entra el aire en el mismo volumen, se producirá un descenso en la presión
atmosférica de la columna. Si el desequilibrio es en dirección contraria,
aumentará la presión. No existe acumulación o sumidero de aire.
Presión y Viento
La distribución horizontal al nivel del mar de la presión puede representarse
dibujando las líneas que pasan por puntos de igual presión, líneas llamadas
isóbaras. Al representar las lecturas simultáneas de diferentes barómetros
situados a lo largo de una superficie extensa en un mapa geográfico nos
encontramos en ocasiones que las isóbaras forman curvas cerradas alrededor
de un centro de alta presión o de baja presión. Un centro de alta presión se
denomina Anticiclón, mientras que un centro de baja presión se llama
‘Depresión’, ‘Borrasca’, ‘Ciclón’, etc. Cuando las isóbaras se extienden hacia
afuera dan lugar a una ‘Dorsal’ o cuña anticiclónica si lo hacen a partir de un
centro de alta presión y una ‘Vaguada’ si lo hacen a partir de un centro de baja
presión.
En el mapa adjunto (Figura 1.7) podemos comprobar que las diferencias de
presión no son muy grandes. Es raro encontrarse con presiones inferiores a
940 mb a nivel del mar, o presiones superiores a 1050 mb.
37

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
El valor de la presión rara vez se mantiene constante. Se define como
‘tendencia barométrica’ en un lugar al cambio de presión en las últimas 3
horas.
Estos cambios de presión indican un cambio en la masa de aire de una
columna situada en ese lugar. Ese cambio bien puede ocurrir como
consecuencia de un calentamiento o enfriamiento de la masa de aire (lo que
daría lugar a una tendencia barométrica de aproximadamente 1 mb cada 3
horas) o bien en la advección de aire hacia esa columna (transporte neto de
masa, aire de distinta densidad y temperatura), en cuyo caso la tendencia
barométrica puede ser muy elevada (10 mb en 3 horas).
En un mapa también podemos representar las líneas denominadas isalóbaras
(de igual tendencia barométrica) . El dibujo de las isalóbaras y por tanto de los
centros en los que la presión ha disminuido o ha aumentado en las horas
anteriores son útiles al indicar la dirección en la que se están moviendo algunas
entidades barométricas (altas, bajas, frentes, etc).
Por ejemplo, con una baja isalobárica a un lado de una depresión y una alta
isalobárica en el lado contrario, la depresión se moverá siguiendo la dirección
desde la alta isalobárica (representada por la línea de trazos) hacia la baja
isalobárica. Un anticiclón se moverá en dirección contraria (Figura 1.8).
38

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
\
/
XSftLOñfVKA^
/W.V i3>\\
Figura 1.8 Esquema de mapa de isalóbaras en superficie.
Viento
Mientras no se indique lo contrario nos referiremos a movimientos horizontales
de aire con una velocidad determinada (en m/s o en nudos - millas náuticas
por hora; 1 m/s = 2 nudos).
Por dirección del viento se entiende la dirección desde la que viene una masa
de aire.
A nivel del suelo podemos distinguir dos tipos de variaciones del viento: uno de
tipo irregular, con una duración de segundos, de origen turbulento, y otro que
varía lentamente en el que los cambios tienen lugar en horas o días. Por ello,
cuando se da un valor y una dirección para el viento se está expresando el
valor medio de esos parámetros (magnitud y dirección) en los últimos 10
minutos.
Cuando analicemos la turbulencia del aire y su papel en la contaminación del
aire, veremos que los remolinos turbulentos más grandes tienen unas
dimensiones próximas a las de la capa límite planetaria. Si suponemos que los
remolinos turbulentos más grandes que podemos detectar son de 100 m,
durarán un tiempo de 100 s en una posición determinada. Si los promedios se
toman para intervalos de tiempo superiores a esa duración de los remolinos,
los resultados son razonablemente estables (valores promedio en 10 minutos).
39

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
El viento suele representarse en los mapas meteorológicos mediante flechas.
La dirección del viento la marca la dirección de la flecha haciendo el pequeño
redondel el papel de punta.
El número de plumas en la flecha indica la magnitud; una raya completa indica
10 nudos y media raya 5 nudos, un triángulo 50 nudos. Un nudo equivale a una
milla náutica (1800 m) por hora.
Figura 1.9 Representación del vector viento
En el hemisferio Norte nos encontramos con que: a) el viento sopla casi
paralelo a las isóbaras dejando las bajas presiones a la izquierda de la
dirección de movimiento, b) la magnitud del viento es mayor ahí donde las
isóbaras están más próximas. Estas regularidades fueron definidas en 1857 y
se conocen como leyes de Buys Ballots (Figura 1.9).
Equilibrio hidrostático
La presión atmosférica varia de una forma continua con la altura sin
discontinuidades (saltos bruscos), debido al equilibrio hidrostático.
Las variaciones horizontales de la presión son mucho menores que las
verticales, mientras que las variaciones de presión en un punto con el tiempo
son muy modestas y suaves. De hecho la presión es con mucho la variable
atmosférica medible con una distribución más regular y suave.
40

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Por unidad de superficie, la ecuación fundamental de la dinámica en dirección
vertical indica que si la masa de aire esta en equilibrio, la suma de las fuerzas
es cero.
P2> z2 Presión neta f = Peso j
P2 — P-i = M • g /S;
M/S = p -(z 2— z-,);
P i, zi
(P2 — Pi )/(z2 — z-,) = dPIdz ; dPIdz = — g ■ p
Si en la ecuación anterior hacemos P2 = 0 entonces la presión Pi es la presión
atmosférica. La presión atmosférica en cualquier nivel es proporcional a la
masa total de la atmósfera en la columna vertical sobre ese nivel. La presión
disminuye con la altura a un ritmo que depende de la temperatura de la capa
de aire.
como para un kg , P • V = R ■T se sigue que 1/V = p = P/R • T ;
dPtdz = — g • p= — P/R ■T ■g = — 1/(R • T/g) • P = — P/He
donde He = R • T/g es el decremento exponencial. También se utiliza el H10 =
2,302 • He, intervalo de altura en el que la presión disminuye a 1/10 de su valor.
De esta misma fórmula se obtendrá el espesor de una capa de aire en función
de su temperatura y de su presión (en lugar de la temperatura del termómetro
se utiliza la temperatura virtual, temperatura que adquiriría la-masa de aire si
todo el vapor de agua se convirtiese en líquido).
z2 — zi= R ■Tvm/g ■Ln(Pi/P2) ; Fórmula de Laplace
z2 — zi= 67,5 • Tvm • log P1/P 2
donde z2 — zi es el espesor en metros, P en milibares y Tvm la temperatura
virtual en kelvin.
Así mismo la fórmula de Laplace permite «reducir» las presiones en superficie,
obtenidas en estaciones meteorológicas a distintas alturas, a la presión
equivalente a nivel del mar. Es esta última presión reducida es la que aparece
en los mapas meteorológicos de superficie.
Ejercicio. La presión que se representa en los mapas de superficie
corresponde a la presión referida al nivel del mar. Si la presión en Madrid (630
m sobre el nivel del mar) en un día en que la temperatura virtual es de 22.5 °C,
es de 943 mb, indicar cuál será la presión que figure en los mapas sinópticos
de superficie.
41

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
La ecuación del equilibrio hidrostático dp - — p- g • dz y la ecuación de estado
de los gases p = p- / M ■R ■ T, pueden combinarse para elim inar la densidad,
dp= — p ■g /(Ra ■T) ■d z ; dp/p = - g/(Ra■T) - dz
integrando esta expresión Ln( P2/P 1) = — g/R a ' Tv ■(z2— Z1)
La constante de los gases para el aire Ra = 8.3/29 ■ 1CT3 = = 286.2 J/kg ■mol
9.81
Ln (943/pt) = ------------------------------------------------------ ■ (630 — 0) = — 7.307 ■1CT2
286.2-295.5
Pt/943 = 1.0758; p-, = 1014 mbar
Ejercicio. ¿Qué corrección hay que realizar sobre la lectura de un barómetro
en el mar Muerto (392 m bajo el nivel del mar) suponiendo una densidad de 1,2
kg rrf3 para estimar la presión a nivel del mar.
dp = — pr g ■d z - — 1.2 kg/m3 ■9.81 m/s2 ■ 392 m = = 4.61 ■103 Pa
Ap = 46 m bar (restara la lectura del barómetro).
1.4 MASAS DE AIRE Y FRENTES
Hasta ahora hemos considerado alguno aspectos de la meteorología desde la
perspectiva de un sólo observador, comprobando el cambio incesante en la
temperatura, presión, viento, nubes; también hemos visto algunos de los
procesos que controlan esos cambios.
Algunos cambios se han debido a modificaciones de las propiedades locales,
por ejemplo, cambios de temperatura producidos por insolación o movimientos
erráticos del aire producidos por turbulencia. Sin embargo hay otros cambios
producidos por la advección de masas de aire con características adquiridas en
otro lugar.
El tiempo (estado meteorológico) que se experimenta en un lugar determinado
en un momento dado es el resultado de la mezcla de los dos procesos
anteriores: cambios debidos al «desarrollo» de las condiciones locales y
debidos a la «advección» de masas de aire producidas en otro lugar; ambos
tipos de cambios dan lugar a la tendencia meteorológica.
Para comprender como la ‘advección’ puede alterar la meteorología de un lugar
necesitamos saber dos cosas: la distribución del tiempo en los alrededores de
ese lugar y las configuraciones de viento que mueven esas condiciones
meteorológicas hacia otros lugares. El procedimiento más usual es disponer de
una red de observaciones meteorológicas que realicen medidas simultáneas.
Algunos de los parámetros meteorológicos como la temperatura, presión, punto
de rocío (relacionada con el grado de humedad), etc, se expresan
numéricamente sobre un mapa de superficie; otros elementos como las nubes
y la precipitación se expresan como símbolos en los mismos mapas sinópticos
en un intento de tener una 'visión de pájaro' del conjunto del tiempo. Sin
42

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
embargo con este tipo de representación sólo podemos lograr una visión
general, sin poder obtener detalles de lo que ocurre en regiones más
pequeñas, por ejemplo inferiores a 30x60 km2.
Existen dos tipos de mapas sinópticos en la información meteorológica: de
superficie y de ‘altura’. En los mapas de superficie la presión a nivel del mar se
expresa en milibares, mientras que en los mapas de altura se indica la altura en
metros en que se sitúa una presión determinada (850 mb, 700 mb, 500 mb, 300
mb). En la preparación de un mapa sinóptico se distinguen tres fases:
observación, elaboración y análisis. El análisis es una operación difícil que
requiere tanto destreza como experiencia.
Masa de aire
Es un concepto fundamental para la comprensión del comportamiento de la
atmósfera en la troposfera. La frecuencia de advecciones de distintas masas de
aire en un lugar, explican la climatología local, en gran parte de la Tierra.
Una masa de aire típica tiene un orden de magnitud de 1000 km en dirección
horizontal y en vertical ocupa toda la troposfera. Se caracteriza por ser muy
homogénea horizontalmente, no tiene variación apreciadle de sus propiedades
físicas y especialmente carece de gradiente horizontal de temperatura.
A las masas de aire se las distingue por la zona en donde se originaron. Las
masas de aire cálido o frío son el resultado de un calentamiento o
enfriamiento del aire debido, casi exclusivamente, a un contacto prolongado
con suelos calientes o fríos. Estos procesos de transferencia y equilibrio
térmico son lentos; es necesario que pasen días o semanas hasta que la masa
de aire cambie su temperatura en 10 °C o 20 °C, diferencias de temperatura
que se observarán en todas las alturas hasta la tropopausa. Por este motivo las
masas de aire deben estar ‘estancadas’ mientras se produce su calentamiento
o enfriamiento. A las zonas del globo donde se producen estos estancamientos
se les denomina «regiones fuente». Estas regiones suelen estar en las partes
centrales de los grandes anticiclones que se mueven muy lentamente, sobre
todo en los cinturones de altas presiones polares y subtropicales; en ellos se
originan las masas de aire polares y tropicales.
Una de las características que adquieren las masas de aire en la regiones
fuentes es su estabilidad o inestabilidad convectiva.
El aire polar es estable y frío por haberse enfriado por debajo, mientras que el
aire tropical es inestable y caliente por haberse calentado desde abajo.
Los anticiclones de las regiones fuente no están permanentemente anclados,
sufren desplazamientos temporales asociados con movimientos de masas de
aire en otras partes del globo. Estas masas de aire a medida que se alejan de
sus regiones fuente van cambiando paulatinamente sus características:
a) Una masa de aire que haya seguido una trayectoria marítima tenderá a
saturarse de agua, especialmente en las capas más bajas. Una trayectoria
43

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
embargo con este tipo de representación sólo podemos lograr una visión
general, sin poder obtener detalles de lo que ocurre en regiones más
pequeñas, por ejemplo inferiores a 30x60 km2.
Existen dos tipos de mapas sinópticos en la información meteorológica: de
superficie y de ‘altura’. En los mapas de superficie la presión a nivel del mar se
expresa en milibares, mientras que en los mapas de altura se indica la altura en
metros en que se sitúa una presión determinada (850 mb, 700 mb, 500 mb, 300
mb). En la preparación de un mapa sinóptico se distinguen tres fases:
observación, elaboración y análisis. El análisis es una operación difícil que
requiere tanto destreza como experiencia.
Masa de aire
Es un concepto fundamental para la comprensión del comportamiento de la
atmósfera en la troposfera. La frecuencia de advecciones de distintas masas de
aire en un lugar, explican la climatología local, en gran parte de la Tierra.
Una masa de aire típica tiene un orden de magnitud de 1000 km en dirección
horizontal y en vertical ocupa toda la troposfera. Se caracteriza por ser muy
homogénea horizontalmente, no tiene variación apreciadle de sus propiedades
físicas y especialmente carece de gradiente horizontal de temperatura.
A las masas de aire se las distingue por la zona en donde se originaron. Las
masas de aire cálido o frío son el resultado de un calentamiento o
enfriamiento del aire debido, casi exclusivamente, a un contacto prolongado
con suelos calientes o fríos. Estos procesos de transferencia y equilibrio
térmico son lentos; es necesario que pasen días o semanas hasta que la masa
de aire cambie su temperatura en 10 °C o 20 °C, diferencias de temperatura
que se observarán en todas las alturas hasta la tropopausa. Por este motivo las
masas de aire deben estar ‘estancadas’ mientras se produce su calentamiento
o enfriamiento. A las zonas del globo donde se producen estos estancamientos
se les denomina «regiones fuente». Estas regiones suelen estar en las partes
centrales de los grandes anticiclones que se mueven muy lentamente, sobre
todo en los cinturones de altas presiones polares y subtropicales; en ellos se
originan las masas de aire polares y tropicales.
Una de las características que adquieren las masas de aire en la regiones
fuentes es su estabilidad o inestabilidad convectiva.
El aire polar es estable y frío por haberse enfriado por debajo, mientras que el
aire tropical es inestable y caliente por haberse calentado desde abajo.
Los anticiclones de las regiones fuente no están permanentemente anclados,
sufren desplazamientos temporales asociados con movimientos de masas de
aire en otras partes del globo. Estas masas de aire a medida que se alejan de
sus regiones fuente van cambiando paulatinamente sus características:
a) Una masa de aire que haya seguido una trayectoria marítima tenderá a
saturarse de agua, especialmente en las capas más bajas. Una trayectoria
43

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
J
C
2
-j
Figura 1.10. Sección de una zonal frontal.
Si se lanzara un radiosondeo en B, las dos masas de aire quedarían
claramente identificadas por su distribución vertical de temperaturas.
En el radiosondeo realizado en B, la zona frontal aparece como una capa de
inversión. En ejemplos de zonas frontales no tan extremados, el radiosondeo
mostraría una disminución de la temperatura con la altura pero menor que los
correspondientes a la masa de aire que se encuentra encima y debajo.
Una zona frontal es aguda si el cambio de temperatura es tal que es casi
discontinuo y será difusa si el gradiente de temperatura está mal definido.
Se conoce como ‘frontoqénesis’ el proceso de formación o agudización de un
frente; es un proceso que ocurre siempre que existe convergencia en una
región próxima al suelo en la que el aire ya tenga un gradiente horizontal de
temperatura (aunque inicialmente sea pequeño). Los frentes suelen estar más
marcados en las proximidades de las depresiones extratropicales en fase de
desarrollo.
El debilitamiento de un frente se conoce por ‘frontolisis’ y suele ocurrir cuando
el frente tropieza con una zona de divergencia, por lo que los frentes se suelen
extinguir en las proximidades de anticlones en desarrollo.
Frentes
El viento no es capaz de soplar atravesando un frente. Las masas de aire están
en movimiento por lo que el propio frente también estará en movimiento.
Se llama frente cálido, a un frente que se mueva de modo que el aire cálido
reemplaze al aire frío cuando pasa por encima de un determinado lugar.
45

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
B a t a
l ouo«*A> >
Io o SLa uÍb >
jOÍO**^
Al t a
Figura 1.11. Representación en superficie de un frente cálido. Las flechas indican la dirección
del viento en la atmósfera libre.
Si el movimiento es tal que el aire frío reemplaza al aire caliente, se denomina
frente frío.
Cuanto mayor es el contraste de temperaturas más agudo es el ángulo que
forman las isóbaras.
Como las isóbaras tienen distinta dirección a ambos lados del frente, los
vientos soplan en direcciones diferentes a cada lado. En las figuras anteriores
se ha indicado mediante una flechita la dirección del viento geostrófico. En la
figura 1.11 puede apreciarse que cuando el frente pasa por encima del
observador el viento vira de dirección, tanto si es un frente cálido como en el
casó de un frente frío.
El gráfico 1.12 señala el resultado de un sondeo simultáneo en las zonas
identificadas como A, B y C correspondientes a diferentes posiciones en el
frente cálido anterior, fig. 1.11.
4 6

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 1.12. Curvas de estado (altura - temperatura) en las zonas A, B y C de la figura 1.11
Una radiosonda en A estaría totalmente sumergida en la masa de aire cálida y
daría lugar a la línea A; obtendríamos sondeos parecidos para todas las
posiciones al Oeste del punto A.
Los radiosondeos en B y C estarían parcialmente en la masa de aire frío
(niveles inferiores) y el resto del tiempo en el aire cálido (arriba), tal como
muestran las líneas B y C; en estos dos sondeos queda patente una mayor
profundidad del aire frío en C.
Hemos tenido ocasión de ver que la presión atmosférica a nivel del suelo
aumenta a medida que la temperatura media de la atmósfera disminuye,
debido a la mayor densidad del aire frió. Por tanto, dado que la diferencia entre
los sondeos en A y en B es la existencia de capas bajas frías en B, la presión
atmosférica a nivel del suelo en B será mayor que en A. De la misma forma
como la capa de aire frío en C es mucho mayor que eñ B, la presión
atmosférica en C será mayor que en B. A lo largo de una línea en la dirección
de movimiento del frente cálido tenemos que la presión al oeste del frente es
baja y constante, mientras que aumenta progresivamente hacia el este. Sin
embargo, esta distribución de presiones está parcialmente atenuada por una
disminución gradual de la troposfera desde la masa de aire caliente hacia la
masa de aire frío.
47

e s
DOCUMENTOS DE TRABAJO

TEM A II.
R A D IA C IÓ N SOLAR Y BALANCE ENER G ÉTICO
ÍNDICE
2.1 Espectro electromagnético. Leyes de la radiación
Características de las ondas electromagnéticas.
Leyes del Cuerpo Negro, Planck, Wien; Stefan-Bolztman
Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción de
ondas electromagnéticas
2.2 Características de la radiación solar.
Distribución espectral e irradiancia. Constante solar
Interacción de la luz solar con la atmósfera y la superficie
Atenuación atmosférica. Luz directa y luz difusa
Albedo
Interacción con las superficies nubosas
Interacción con las superficies terrestres y marinas
Los efectos de la altura sobre el nivel del mar y de la
rugosidad del terreno
2.3 La radiación terrestre y atmosférica
El flujo de radiación terrestre
2.4 Balance energético en el sistema Tierra-Atmósfera. Forzamiento
radiativo
2.5 La contaminación y el efecto invernadero de origen antrópico
Forzamiento radiativo directo de los aerosoles
2.1 Espectro electromagnético. Leyes de la radiación
Características de las ondas electromagnéticas
Una onda electromagnética es una perturbación que se propaga en el espacio
compuesta por un campo eléctrico y un campo magnético perpendiculares.
Como toda onda que se propaga, las magnitudes del campo eléctrico y
magnético son periódicas y toman los mismos valores cada tiempo T, período,
y cada distancia X, longitud de onda.
Una onda electromagnética monocromática (de un solo color es decir con una
sola longitud de onda) se representa mediante la siguiente expresión:
A = A0 sen 2n (t/T — x/X) ; A es el campo eléctrico E o el campo magnético B.
La longitud de onda y el período están relacionados por la velocidad de
propagación de la onda que depende de las características del medio de
propagación:
velocidad de onda v = X ÍT
51

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
en el vacío las ondas EM tienen una velocidad c = 300.000 km/s; para el aire
se puede tom ar la misma velocidad.
Las ondas electromagnéticas monocromáticas se transmiten como fotones
(unidades discretas de energía), cuya energía E y momento p, valen para cada
uno de ellos.
E = h v = h • clX ; p = h/X; h = constante de Planck = 6, 10 '34 J s.
A la inversa del período se le llama frecuencia 1/T = v (hercios, Hz).
Puede haber ondas electromagnéticas de todas las longitudes de onda. Según
el valor de X, o de v, reciben distintos nombres: rayos y, rayos X, Ultravioleta ,
visible, infrarrojo, microondas.
La radiación electromagnética al incidir en un medio parte se refracta e incide
en el nuevo medio y parte se refleja al medio inicial. Las sumas de las
intensidades reflejadas y transmitidas es igual a la intensidad incidente (Figura
2 .2 ).
I¡ = Ir + la + L
' O
l
Leyes del Cuerpo Negro, Planck, Wien; Stefan-Bolztman
Todo objeto a temperatura superior a 0 K emite energía en forma de ondas
electromagnéticas. Para estudiar la radiación emitida por un cuerpo a una
temperatura determinada, se elaboró el concepto de «cuerpo negro».
Se llama cuerpo negro a una entidad que absorbe toda la energía que incide
sobre él, sin reflejar ni transmitir nada de energía al exterior. En este tipo de
52

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
cuerpos, que experimentalmente resultan ser entidades radiantes perfectas,
emiten radiación electromagnética con una distribución precisa en las
intensidades relativas a las distintas longitudes de onda. Esto se pone de
manifiesto al practicar un agujero por donde salga la luz del cuerpo negro, sin
permitir que descienda la temperatura del mismo, y analizarla espectralmente.
Si recuerdas la última vez que vistes un fuego de chimenea, te acordaras que
la parte más interna del mismo es mucho más brillante que el resto (está
radiando más energía por unidad de superficie) y resulta muy difícil distinguir
detalles de lo que se esta quemando en esa zona.
Esta observación se interpreta como que la radiación que se emite desde una
zona cerrada del espacio es uniforme y depende de la temperatura a la que se
encuentre la superficie, las características de la misma no varían con la
naturaleza de las superficies de ese espacio.
Un cuerpo negro emite radiación electromagnética de diferentes longitudes de
onda. La intensidad relativa de las diferentes longitudes de onda sólo
dependen, para un cuerpo negro, de su temperatura.
Cuando un cuerpo se calienta mucho y está a elevada temperatura, la
radiación que emite no sólo es más intensa sino que es más blanca; aumenta
la proporción de luz azul emitida frente a la luz roja.
En la figura 2.3 se observa que al elevar la temperatura la intensidad a todas
las longitudes de onda aumenta, pero aumentan más rápidamente las
intensidades correspondientes a longitudes de onda menores. Las estrellas
más calientes que el Sol; p.e. Sirius y Vega, aparecen como azules, no
blancas, porque su máximo de emisión está más cerca del azul, mientras que
el máximo del Sol está en el verde (Figura 2.3). En ordenadas la energía
radiada/ m2/s en la banda X + 6X.
53

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
Si llamamos Xma la longitud de onda correspondiente al máximo de la curva de
distribución de la energía emitida por un cuerpo negro, se cumple la llamada
ley de Wien.
Xm-T = 2,9 1CT3 m-K = Cte
Si llamamos EAma la altura de la curva en su valor máximo, entonces
Las curvas EA frente a X, para cada T, responde a la llamada ley de
distribución de Planck.
Si llamamos E a la energía total radiada por metro cuadrado y por segundo a la
temperatura T (área bajo la curva)
E = g T4 ley de Stefan-Bolztman ; g = 5,7 1CT8 W -m'2 • K-4
En las figuras 2.4 y 2.5 podemos observar la distribución de intensidades a
diferentes longitudes de onda emitidos por el Sol y la Tierra respectivamente
considerados como cuerpos negros.
El suelo de los continentes y de los océanos, así como las distintas partes de la
atmósfera, emiten radiación electromagnética, lo que implica una pérdida de su
energía interna y en consecuencia una disminución de temperatura (salvo que
reciban simultáneamente energía de otra fuente y que e! ritmo de
calentamiento a través de esta fuente supere a la radiación emitida).
54

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Dispersión Rayleigh, dispersión Mié y centros de absorción de ondas
electromagnéticas
Cuando una onda EM atraviesa la materia, el campo eléctrico de la misma
provoca un movimiento de cargas (sobre todo, un movimiento de electrones). A
su vez ese movimiento de electrones da lugar a una radiación en distintas
direcciones, ya que cualquier carga eléctrica acelerada emite radiación
electromagnética. Este proceso de re-radiación se conoce como scattering o
dispersión.
Como resultado de la dispersión, la intensidad de la radiación en la dirección
del rayo incidente disminuye frente a su valor antes de la dispersión , y la
energía perdida en esa dirección se redistribuye en otras direcciones (ángulos)
como luz difusa. Aunque la magnitud de este fenómeno es muy pequeña, es un
fenómeno generalizado en la naturaleza y tiene una importancia considerable
(Figura 2.6).
Figura 2.6. Distribución de la intensidad dispersada Rayleigh respecto a la dirección de
incidencia
Al analizar la luz dispersada por la atmósfera debemos distinguir entre dos
situaciones de interés, teniendo en cuenta la relación entre la longitud de onda
que se dispersa y el tamaño (diámetro) de la partícula dispersora:
a) El centro de dispersión tiene un tamaño menor que un décimo de la
longitud de onda. En estos casos el proceso fundamental es la llamada
dispersión Rayleigh que se aplica sobre todo a la atmósfera libre de
nubes en la que los centros dispersores son moléculas con un tamaño
de aproximadamente 0.1 nm (1 angstrom). También es importante en
los mares de aguas claras, sin sólidos en suspensión.
La luz se dispersa casi en partes iguales en la dirección hacia delante y hacia
atrás respecto a la dirección del rayo; muy poca luz se dispersa en direcciones
perpendiculares a la de incidencia.
La intensidad de la luz dispersada Rayleigh es proporcional a la inversa de la
longitud de onda a la cuarta potencia.
La dispersión de Rayleigh tiene importancia cuando se consideran longitudes
de onda cortas. La luz dispersada está parcialmente polarizada.
Si consideramos las longitudes de onda de los extremos del rango visible 0.39
mieras (violeta oscuro) y 0.76 mieras (rojo oscuro), el primero se dispersará
más que el segundo en una proporción (0.39/0.76)’4 = 14.
5 5

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
Esto implica que cuando la luz solar que vemos blanca (suma de todos los
colores) incide en la atmósfera terrestre y se dispersa en las moléculas que se
va encontrando en su trayecto, el extremo azul del espectro visible se
dispersará mucho más que el extremo rojo. Por ello la luz difusa del cielo tiene
una componente de intensidad en el azul mucho mayor que la luz directa y el
cielo parece azul.
Los atardeceres parecen rojos porque las longitudes de onda próximas al azul
ya no están en la luz directa que ilumina nuestro cénit, al sufrir scattering en la
atmósfera, y por lo tanto los objetos (principalmente nubes) iluminados
directamente por el sol los vemos como rojos.
La observación de la luz difusa procedentes de aguas muy limpias también
tiene un marcado color azul debido a la dispersión Rayleigh en las moléculas
de agua.
b) Cuando los centros de dispersión tienen un diámetro mayor que la
longitud de onda de la luz, tal como en los aerosoles, el proceso de
scattering se denomina scattering o dispersión Mié.
En estas condiciones la luz dispersada es mucho mayor en la dirección hacia
delante que en cualquier otra dirección (Figura 2.7).
Figura 2.7. Distribución de la luz difundida Mié según el ángulo respecto a la.dirección de
incidencia
La teoría de Mié es bastante más complicada que la que permite calcular la
intensidad difundida en el scattering Rayleigh (un caso particular de la teoría de
Mié), por ello se suele utilizar la fórmula de turbiedad (transmisión de la
atmósfera) de Angstrom para describir la transmitancia de la atmósfera debida
a los aerosoles (fracción de la intensidad incidente que consigue traspasar la
capa de aerosoles).
Itransmitida ” ^aX ' IX
ma = masa de aire = longitud de atmósfera atravesada respecto a la distancia mínima que debe
atravesar en incidencia perpendicular.
En esta fórmula a p se conoce como coeficiente de turbiedad de Ansgtrom, a
es el exponente para la longitud de onda X (depende de la forma geométrica de
los aerosoles) cuando esta se expresa en mieras.

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Parámetros de Angstrom para distintas situaciones de transparencia
atmosférica:
Atmósfera P a Visibilidad (km)
Limpia 0.00 1.3 340
Clara 0.10 1.3 28
Turbia 0.20 1.3 11
Muy turbia 0.40 1.3 5
Los aerosoles reflejan y absorben radiación solar (efecto directo del aerosol) y
modifican las propiedades de las nubes (efecto indirecto del aerosol), enfriando
la superficie.
Los aerosoles troposféricos tienen una distribución espacial y temporal
heterogénea debido a su corta vida media, aproximadamente una semana.
Esta corta vida media exige, para su estudio, una extensa red de sensores para
observar la emisión y el transporte de densas plumas de aerosoles viento abajo
de áreas urbanas y contaminadas (contaminación urbana); regiones con
incendios vegetales (humo); y, desiertos.
Los aerosoles tienen un impacto tanto en el balance energético regional como
en el balance global.
Además de cambiar de dirección los fotones que constituyen la radiación
electromagnética pueden ser absorbidos (desaparecer del flujo incidente) si
interaccionan con un objeto que tenga dos niveles de energía permitidos con
una diferencia de energía igual a la del fotón incidendente. La intensidad de luz
absorbida depende del número de centros de absorción que se encuentre en
su camino. El número de centros de absorción en la atmósfera depende de la
longitud de la atmósfera que tenga que atravesar en ese momento y de la
concentración de centros de absorción por unidad de camino, de acuerdo con
la ley de Beer.
Ley de Beer. Absorción de la atmósfera en un pequeño camino As a través de
la atmósfera
- n densidad de partículas absorbentes en el aire ( número-m'3)
- b sección eficaz de absorción de cada partícula (m2). Área de sombra que
provoca
ITransmitida = lincidente e ~ n b As i si llamamos k al coeficiente de absorción
m2/gramosa¡re y p a la densidad del aire en esa zona (g/m2)
57

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
2.2 Características de la radiación solar
Distribución espectral e irradiancia. Constante solar
La vida en la Tierra se mantiene gracias a la irradiación solar. El balance
detallado entre la energía entrante y saliente determina la temperatura en la
superficie de la tierra. La absorción de luz solar por los pigmentos fotosintéticos
dirige un proceso de conversión de energía único que permite, a las plantas,
algas y a unas especies de bacterias fotosintéticas, almacenar energía solar en
forma de entalpia libre química para su ulterior uso.
La figura 1.4 muestra como el espectro solar se superpone con el espectro de
absorción de distintos pigmentos. Las curvas inferiores indican las longitudes
de onda que son absorbidas por los distintos pigmentos fotosintéticos, la altura
de esas curvas es proporcional a la probabilidad de que el fotón incidente en la
molécula sea absorbido. Los fotones absorbidos desencadenan una serie de
reacciones químicas que transforman C 0 2 y agua en moléculas orgánicas más
complejas liberando simultáneamente 0 2 a la atmósfera. De esta forma la
bioesfera ha transformado a la atmósfera y ha ido acumulando energía química
que le ha permitido evolucionar hasta los niveles de biodiversidad alcanzados
en Gaia. La luz que observamos al mirar las zonas donde se produce la
fotosíntesis contiene todas las longitudes de onda del espectro solar en el
rango visible menos aquellas que han sido absorbidas por los pigmentos
fotosintéticos.
Cuando la luz solar llega a la superficie de la Tierra está compuesta de un
ancho rango de frecuencias características del:
emisor, el Sol y los elementos específicos situados en la atmósfera solar;
y.
la composición de nuestra atmósfera, ya que la luz se transmite a través de la
atmósfera terrestre.
De igual forma, la luz reflejada por la atmósfera o por la superficie de la Tierra y
detectada por los satélites (teledetección) contiene información sobre la
composición química y temperatura de la atmósfera terrestre.
Finalmente, la Tierra además de absorber y reflejar luz emite energía
electromagnética. La emisión terrestre corresponde a la de un cuerpo negro a
288 K, por tanto emite en el infrarrojo lejano. El balance de energía detallado
del sistema Atmósfera-Tierra está basado (además de la entrada de energía
solar) en la emisión y absorción parcial de esta radiación infrarroja por el suelo
y las distintas capas atmosféricas. Cualquier cambio en cualquiera de los
procesos implicados puede alterar el balance de energía y, por tanto, la
temperatura final de la superficie terrestre.
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APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 2.8. Espectro solar en el borde exterior de la atmósfera y a nivel del suelo en función de
la longitud de onda de los fotones expresada en mieras.
La figura 2.8 muestra el espectro de emisión del Sol, tanto en el borde exterior
de la atmósfera (línea continua superior) como en la superficie de la Tierra
(línea continua inferior). Superpuesta a ambas curvas, se señala la distribución
espectral de energía de un cuerpo negro a 5900 K (temperatura de la capa mas
externa de la atmósfera solar). Las áreas en el espectro solar que llega a la
superficie que han desaparecido corresponden a la absorción específica de
diferentes gases atmosféricos. En la figura se puede apreciar la intensa
absorción del ultravioleta actínico entre 200 y 300 nm (0.3 - 0.3 mieras) por el
oxígeno molecular y el ozono; la fuerte absorción del agua en el infrarrojo
próximo (longitudes de onda superiores a 0.79 mieras) y las zonas en donde
existen transiciones importantes en las moléculas de dióxido dé carbono.
Los efectos de la absorción atmosférica de la luz solar en el rango infrarrojo se
pueden analizar con más detalle en los dos gráficos siguientes. La figura 2.9
corresponde a la absorción de la atmósfera en una distancia horizontal de 1800
metros (que corresponde a una densidad óptica D.O = 1, espacio en el que la
intensidad disminuye en un factor 10) a nivel del mar, en porcentaje sobre la
radiación incidente en esas longitudes de onda.
I = lo ■10 ‘D O
En el se puede apreciar las fuertes absorciones de agua y del oxígeno que
alcanzan hasta el infrarrojo. Además se puede apreciar en el mismo gráfico la
absorción casi total por el dióxido de carbono de las longitudes de onda por
encima de 12 mieras.
59

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
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2. 4 6 8 W l i H ¡¿ m
Longitud de onda
La figura 2.10 muestra el espectro de absorción de los diferentes gases
invernaderos y la absorción vertical de la atmósfera en el infrarrojo. La línea
continua indica la transmitividad de la atmósfera (en porcentaje) para las
diferentes longitudes de onda expresadas en mieras. Las zonas del espectro
con elevada transmitividad con valores entre 60% y 80% corresponden a las
longitudes de onda para las que la atmósfera es casi transparente, el rango
electromagnético visible (en donde se sitúa la mayor parte del espectro solar) y
algunas zonas del infrarrojo próximo.
CQz H2Q COzO? HzO________COjOi Hzo co¿ o o ^
T «U-U I T~ l n * r ▼
60

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Estos gráficos ponen de manifiesto que la distribución espectral y la intensidad
de radiación solar que finalmente alcanza la superficie terrestre están en gran
medida condicionadas por las características de absorción y dispersión
(scattering) de la atmósfera. De igual forma la cantidad de luz absorbida por la
superficie terrestre en un rango concreto de frecuencias está determinada por
la distribución y características espectrales de los pigmentos de la vegetación y
las características de reflectividad de la superficie.
Irradiación solar
El Sol está radiando energía continuamente en todas las direcciones del
espacio, y la Tierra intercepta una fracción de la misma, 1/(2,2 • 106), desde
una distancia de aproximadamente 149,5-106 km. Si la Tierra pudiese verse
desde el Sol, parecería una moneda de 0,20 euros observada desde 265
metros distancia.
El Sol emite radiación en un rango muy amplio de longitudes de onda, pero el
99% de la energía transmitida está en la región 0,15-4,0 mieras;
-el 9% se emite en longitudes de onda inferiores a 0,360 mieras demasiado
energéticas para ser apreciadas por el ojo humano (rango ultravioleta) pero con
la suficiente energía para disociar las moléculas de oxígeno (0,15-0,24 mieras)
y de ozono (0,24-0,36 mieras).
- El 47% de la energía radiada está en la banda del visible (0,40-0,70 mieras).
-Finalmente el 46% restante ocurre en el infrarrojo próximo, sin que pueda
apreciarse por el ojo, pero que se detecta claramente en la piel al exponerla al
Sol.
El espectro de emisión del Sol en la actualidad tiene el máximo
aproximadamente en el medio de la banda visible, 0,5 mieras, por ello el Sol
parece blanco (mezcla de todos los colores).
La cantidad de esta energía solar que alcanza una zona de la superficie
terrestre está determinada por cuatro parámetros astronómicos.
La constante solar
Se denomina Constante Solar, al flujo de radiación solar que se recibe en una
superficie perpendicular a la dirección del Sol, en el borde exterior de la
atmósfera situada a la distancia media Sol-Tierra.
La constante solar es de 1.360 ± 20 vatios/m2 (1.95 cal/cm'2 • min-1) valor
obtenido tras muchos años de medidas precisas. Sin embargo en un
experimento realizado en 1977 por el satélite Nimbus-6 sobre el balance de la
radiación en la Tierra sugirió un valor de 1.392 W rrf2, un 1.6% m ayor que el
previsto. A parte de estas discrepancias en las que algunos interpretan
variaciones a largo plazo de la órbita terrestre por la atracción de otros planetas
del sistema solar y que pudieran explicar la existencia de glaciaciones en la
61

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Tierra en otras épocas, existen pequeñas variaciones de la constante solar
debidas a los ciclos solares.
Al ciclo solar de 11 años le corresponde una diferencia de un 1% en el flujo
total de energía entre el máximo y el mínimo durante el ciclo. Al período de
rotación del Sol (veinte y tres días) y la presencia de manchas solares se le
atribuye pequeñas oscilaciones de la intensidad de la radiación ultravioleta por
debajo de los 300 nm, como veremos al examinar la climatología del
ultravioleta B.
La distancia Sol-Tierra
La excentricidad de la órbita de la Tierra alrededor del Sol provoca variaciones
en la distancia al Sol dando lugar a diferencias del orden del 6% del valor de la
constante solar según el momento del año (posición en la órbita).
El valor máximo, 1.403 W-m"2 (2.01 cal cm'2 min"1) se encuentra en el perihelio,
el 3 de Enero (distancia al Sol 147-106 km), y el valor mínimo de 1.312 W-m"2
(1.88 cal-cm"2 • min"1) en el afelio, el 6 de Julio (distancia solar 152 -106 km).
La excentricidad de la órbita y la variación de la constante solar debería dar
lugar a inviernos más suaves en el hemisferio Norte que en el hemisferio Sur, y
a veranos mas calurosos en el hemisferio Sur que en el Norte. Sin embargo,
estas posibles variaciones estacionales están apantalladas por otros factores
relacionados con la circulación atmosférica y las diferencias de temperatura
océanos/continentes en ambos hemisferios.
La altura del Sol. Ángulo Cenital
El ángulo entre los rayos solares y la superficie terrestre afecta de gran manera
los niveles de insolación (cantidad de energía que llega al s.uelo). Cuanto
mayor sea la altura del Sol en el cielo más concentrada estará la intensidad de
la radiación en una determinada área de la superficie y menor será la
atenuación del rayo solar debido a la absorción y reflexión de la atmósfera.
En el sistema Tierra-Atmósfera los factores cruciales son: la altura del Sol
(ángulo cenital 0, ángulo entre el cénit local y la dirección de los rayos
solares), sobre una superficie horizontal a una latitud, en un día concreto del
año (6 declinación solar, definido por el paralelo terrestre en el que la luz
solar incide perpendicularmente a la superficie, siempre situada entre los
trópicos de Cáncer y de Capricornio) y a una hora determinada (a partir del
mediodía solar > 0). Esta insolación puede calcularse a través de las
relaciones trigonométricas (producto escalar de los vectores de posición de los
rayos solares y de la vertical del lugar (a una latitud A) utilizando un sistema de
referencia ortogonal donde la dirección del vector unitario de la tercera
componente cambia de dirección como cot, ( t=0 s al mediodía).
62

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La duración del día
La radiación solar sólo está disponible de día. Cuanto mayor sea la duración
del día mayor será la energía recibida en un lugar determinado. Esta variable
sólo depende de la latitud y la época del año.
La insolación diaria se obtiene integrando la intensidad instantánea por el
tiempo y es proporcional a las horas de Sol, N, y a la intensidad máxima a
mediodía.
Insolación diaria lD = íNo l*dt
2/TT-N-lmax
; I = lmax sen (nt/N) ; Id = Uax íNo sen rrt/N-dt=
Promedio diario de irradiancia lD/N = 2 /T M max
La irradiación solar local y a lo largo del periodo anual.
La Tierra y el Sol están unidos por la fuerza de gravitación, dirigida según el eje
de sus centros de masas, es por tanto una fuerza central. Por ello, la Tierra se
mueve alrededor del Sol en una órbita elíptica que incluye al Sol en uno de sus
focos. Por otro lado, la cantidad de radiación solar que llega a la Tierra es
inversamente proporcional al cuadrado de la distancia al Sol; esa cantidad
varía con la posición de la Tierra en su trayectoria alrededor del Sol.
El plano en el que se sitúa la trayectoria elíptica que describe la Tierra y que
contiene al propio foco de la elipse, el Sol, se denomina Eclíptica.
La Tierra gira sobre si misma alrededor del llamado eje polar. Este eje está
inclinado z= 23.5° con respecto a la normal a la eclíptica, manteniéndose
constante el ángulo a lo largo de la trayectoria (Figura 2.11).
La rotación de la Tierra alrededor del eje polar da lugar a las variaciones diarias
en la irradiación solar.
63

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
La posición del eje polar en relación con la dirección del Sol da lugar a los
cambios estacionales en la irradiación solar.
Situándonos en el centro de la Tierra como origen de un sistema de referencia,
debido al movimiento diario de la Tierra alrededor del eje polar, el Sol describirá
una órbita en la bóveda celeste. En los equinocios de primavera y otoño el Sol
estará situado en el ecuador celeste; en estos días la distancia Tierra-Sol es la
misma, 1 unidad astronómica (1 AU), y los días y las noches tienen la misma
duración.
Interacción de la luz solar con la atmósfera y la superficie de la Tierra
Atenuación atmosférica. Luz directa y luz difusa
La radiación que pase a través de un material, p.e. la atmósfera, está sujeta
tanto a absorciones por las moléculas que la componen y que se excitan en
esas longitudes de onda, como a la dispersión por el resto de las moléculas y
partículas. La dispersión de la luz por las moléculas del aire tiene lugar en
todas las direcciones de forma que la luz que se recibe en la superficie
proviene de todas las direcciones del cielo. Por la misma razón de día el cielo
aparece brillante.
La mayor parte de la radiación de menor longitud de onda en el ultravioleta es
absorbida por diferentes componentes atmosféricos ( 0 2 hasta < 240 nm y 0 3
hasta 320 nm). La radiación solar de longitudes de onda mayores que 320 nm
(UV-A), que corresponden a la zona del ultravioleta solar donde la intensidad
es más alta, es escasamente absorbida por la atmósfera y se transmite sin
disminuir su intensidad, aparte de los efectos de la fuerte dispersión Rayleigh
debida a la corta longitud de onda.
La parte que no se refleja, es absorbida por el suelo y este aumenta de
temperatura según su calor específico. El suelo caliente tiende a calentar el
aire situado encima por conducción y convección.
Albedo
El albedo de una superficie puede definirse como la fracción de intensidad
reflejada sobre la intensidad incidente. Cuando se utiliza el término albedo sin
mayor especificación se trata de la reflectividad en el rango del espectro
electromagnético del Sol, es decir, el rango visible y el infrarrojo próximo.
Las superficies nubosas
La cobertura de nubes puede dar lugar a una barrera a la penetración de
radiación solar directa ya que actúan como espejos y devuelven al espacio
parte de la luz incidente en la atmósfera. Su efecto depende de la cantidad de
nubes presentes, del tipo de nubes y de su espesor. La cantidad atenuada
depende de la cantidad reflejada, de la absorbida (por las partículas de hielo y
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APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
agua que componen la nube) y la cantidad dispersada (que producirá una
radiación difusa en la superficie de la nube).
La reflectividad (albedo) de los distintos tipos de nubes varía mucho. Las
nubes de gran altura y las de forma de lámina, tienen un albedo de 21%; las
nubes de niveles medios (entre 3 y 6 km) tienen un albedo del 48%; las de
menor altura, 69%, y las nubes de convección profundas del 70%, aunque los
valores dependen del espesor de la nube también.
Tan sólo un 1,5% de la luz solar incidente es absorbida por las nubes. Sin
embargo una lámina de nubes puede atenuar por reflexión y absorción la
radiación terrestre que se escapa al espacio durante el día y la noche. De esta
forma la presencia de nubes disminuye en gran manera el rango de
temperaturas a lo largo del día.
Las superficies terrestres y marinas
La radiación absorbida por la superficie de la Tierra depende de la naturaleza
de la superficie, en particular de su albedo, y los efectos que producen en ella
dependen también de la capacidad calorífica de la superficie.
Los valores típicos del albedo en superficies terrestres se sitúan entre 5-45%;
los bosques 5-20%, hierba y praderas 10-20%, desierto 25-30% y nieve recién
caída 75-90%.
Las superficies de agua normalmente tienen albedos menores, pero estos
valores dependen de la deformación de la superficie (olas y rizos) y del ángulo
solar. Con el Sol muy alto en el cielo, una superficie marina en calma tiene un
albedo de sólo 5-10%, pero cuando el Sol está bajo en el cielo, los valores son
mucho más altos (por encima del 50%).
La radiación absorbida por el agua suele calentar los diez primeros metros. La
energía térmica absorbida por esta capa de agua se transfiere después a
grandes profundidades a través de procesos turbulentos en tres dimensiones
provocados por la acción de las olas y corrientes oceánicas.
La respuesta de las superficies terrestres a la insolación depende de la
capacidad térmica de los materiales que componen la superficie. La capacidad
térmica de un material es el calor (energía térmica) que requiere para
aumentar su temperatura 1°C. El calor específico es el calor necesario para
aumentar un grado a la unidad de masa de ese material.
El calor específico del agua es mucho mayor que el de la mayoría de los
materiales que componen la superficie terrestre, así el calor específico de la
arena de playa es de 0.84J/g- °C frente a 4.18 J/g-°C del agua. Por ello el agua
debe absorber hasta cinco veces más energía térmica que la arena para
aumentar su temperatura en la misma magnitud por unidad de masa. Al
enfriarse se desprende la misma cantidad de calor, por lo que el agua debe
desprender gran cantidad de calor para descender su temperatura. Por esta
65

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
razón los océanos son unos depósitos muy efectivos para almacenar la energía
térmica en la Tierra.
Debido a la diferente capacidad calorífica, el rango de variación diurna de
temperaturas sobre superficies oceánicas es inferior al que existe entre
superficies continentales adyacentes y las diferencias de respuesta térmica
entre continentes y las superficies marinas explica los efectos climáticos
continentales a gran escala y las brisas marinas costeras a escala local.
Los efectos de la altura sobre el nivel del mar y de la rugosidad del
terreno
Tanto la altura como el aspecto de la superficie (rugosidad e inclinación sobre
la horizontal) son factores determinantes de la cantidad de insolación que se
absorbe en un determinado punto geográfico a nivel local.
Sobre la ladera de una colina, el ángulo de incidencia de los rayos solares
sobre la superficie y el aspecto de la superficie determina el grado de
insolación o de sombra de un punto concreto. La pendiente y el aspecto,
conjuntamente, determinarán el período de insolación solar directa y la
cantidad total de energía absorbida para un momento determinado del año en
una latitud concreta.
El efecto de la altura de una superficie sobre el nivel del mar es, sobre todo,
aumentar el período de insolación directa diario, además de la reducción en la
atenuación atmosférica debida a que la luz debe atravesar una menor distancia
en la atmósfera.
2.3 La radiación terrestre y atmosférica
Mientras que el Sol emite radiación de longitud de onda corta al espacio, la
Tierra y las distintas capas de la atmósfera radian en longitudes de onda larga
(como consecuencia de su temperatura), sobre todo en el infrarrojo, entre 5-80
mieras, con una emisión máxima a 10 mieras. La emisión total de la Tierra es
de 350-400 W -rrf2; EA= eAE*A (e= emisividad).
La atmósfera sólo es parcialmente transparente a la radiación de longitud de
onda larga que emite la Tierra y las capas atmosféricas contiguas; absorbe el
94% de la radiación emitida, mientras que el 6% se transmite al espacio
exterior. La energía radiante absorbida por la atmósfera vuelve a radiarse en
parte a la Tierra, aumentando la radiación total recibida en el suelo. A
consecuencia de este proceso de absorción y re-emisión parcial, la
temperatura media en la superficie terrestre es de unos 38°C mayor que la que
existiría si no tuviésemos la atmósfera con la composición química que hemos
estudiado.
El agua y el dióxido de carbono son los componentes atmosféricos
responsables de la absorción de la radiación terrestre de longitud de onda larga
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APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
principales. El agua absorbe principalmente en el rango 5.5-8.0 mieras y más
allá de 20 mieras. El dióxido de carbono absorbe las longitudes de onda entre
4-5 mieras y 14-16 mieras. Entre estos rangos de absorción existe una zona
(denominada ventana atmosférica), entre 8 y 13 mieras, que es casi
transparente a la radiación terrestre; la radiación del suelo o desde el techo de
las nubes atraviesa sin ser absorbida la troposfera hasta el espacio exterior.
Los sensores de los satélites utilizan las longitudes de onda de esta ventana
para estimar la temperatura del suelo y de las nubes.
En las longitudes de onda en las que existe absorción por parte de los gases
de efecto invernadero, la energía emitida por la superficie del suelo y el mar es
absorbida en tan solo 30 metros de aire, aumentando la energía de estas
moléculas en primer lugar y cediendo parte de la energía al resto de las
moléculas vecinas por lo que aumentan la temperatura del aire.
A lo largo del día , la energía solar absorbida por el suelo en latitudes medias
del HN puede ser del orden de 30 MJ m"2 en verano y menos de 1 MJ m"2 en un
invierno nublado.
La mayoría de los materiales tienen una emisividad > 0.9 , entre 0,9-0,98. La
nieve y los desiertos son los únicos con valores menores que 0,9, debido a la
transparencia parcial del cuarzo a la emisión infrarroja. La emisión infrarroja en
los océanos y superficies líquidas , procede de tan sólo los últimos milímetros
de agua.
El flujo de radiación terrestre
La superficie del suelo recibe y absorbe la radiación solar y emite radiación
infrarroja hacia la atmósfera, intercambia energía térmica con las primeras
capas de suelo y recibe la radiación infrarroja de la capa de aire más próxima.
Cada una de las restantes capas atmosféricas absorbe radiación infrarroja de
la capa que tiene encima y de la que tiene debajo, y simultáneamente emite
radiación infrarroja hacia la capa más externa y hacia las capas más internas.
En la capa más externa de la atmósfera, se absorbe radiación infrarroja de las
capas más internas pero se emite energía radiante según la temperatura a la
que se encuentre , hacia el interior de la atmósfera y hacia el espacio exterior.
Cada porción de suelo, océano, atmósfera, está emitiendo energía
electromagnética en función de su temperatura según la ley de Stefan-
Bolztman, corregido por un factor <1 (=0.9 emisividad) indicativo de su
condición de cuerpo gris en lugar de cuerpo negro. La emisividad en el
infrarrojo de las superficies heladas es muy alta. La absorción por la atmósfera
del flujo de radiación infrarroja determina la temperatura de la misma.
Para calcular la temperatura de equilibrio de cada capa atmosférica y el flujo de
radiación al exterior desde la última capa, Simpson dividió la atmósfera en una
serie de capas (figura 2.15) del mismo espesor con respecto al agua
precipitable que contienen A¡ = 0.03 g cm '2, así el espesor en mbars es variable
según el contenido de vapor de agua
A¡ p = 0.98 • (0.03)/q¡
67

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
La radiación infrarroja fuera de las ventanas atmosféricas (es decir del rango de
longitudes de onda en las que la atmósfera es transparente, no las absorbe) es
absorbida en su totalidad por estas capas de aire.
Para calcular la temperatura de cada capa, se asume que llegado un momento,
se logra un equilibrio radiativo entre lo que absorbe cada capa y lo que emite,
de modo que su temperatura sea constante (no sigue calentándose ni
enfriándose).
Lo que se ha indicado hasta este momento constituye sólo una primera
aproximación a la determinación de la temperatura en cada capa de aire, ya
que el resultado del equilibrio múltiple considerando únicamente la radiación
solar, terrestre y los rangos de absorción atmosférica originan una disminución
de la temperatura con la altura que resulta inestable, y por tanto en esas
condiciones se producirían movimientos convectivos que tenderían a
transportar energía térmica hacia las capas altas de la atmósfera mientras
ocurría un descenso del aire frío a las capas más próximas al suelo
(convección).
Por tanto, en la atmósfera terrestre en equilibrio térmico es imprescindible
contemplar tanto la convección de energía térmica como la radiación de
energía ligada a la temperatura. La convección térmica sólo tiene lugar entre la
superficie del suelo y la inversión de la tropopausa, creada por la absorción y
desexcitación térmica del flujo ultravioleta B en la capa de ozono.
El balance de energía de la atmósfera , en primera aproximación sin considerar
la convección), F0 , puede establecerse igualando el flujo incidente de longitud
de onda corta, K j, menos la intensidad que vuelve al espacio, K f, proporcional
a la radiación incidente, y la intensidad de radiación de onda larga saliente, F*.
68

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
De día: Kj, = - S-tr-cos0 , pero una fracción de esa radiación se refleja. Siendo
A el albedo de la superficie, tr la transmitividad neta de la atmósfera y 0 el
ángulo cenital.
K f = - A -K j
La intensidad de emisión de la radiación infrarroja desde la superficie tiene
lugar de día y de noche, en función de su temperatura y de la emisividad en el
infrarrojo lejano de las superficies consideradas, e)R.
I f = e i R • c j s b ' T 4
La intensidad de radiación infrarroja de la atmósfera hacia la superficie es más
difícil de evaluar, por ello, en su lugar, se analiza el flujo neto de longitud de
onda larga.
f = I j + lf
Balance energético radiativo:
De día Fo = - (1-A)-S-Tr-cos 0 + F
De noche F* = I*
; F radiación neta, positiva hacia el espacio
Ejercicio 1
Las medidas realizadas indican que la capa de la atmósfera que se caldea es
de aproximadamente 300 metros de espesor a nivel de la superficie, ¿Que
ritmo de insolación se requiere para justificar el ritmo de calentamiento
observado (2K/h) en la masa de aire?
Se trata de calcular el calor generado p o r unidad de tiempo Q /A t, a partir del
ritmo de calentamiento AT/At, la masa M y el calor específico del aire Cp e
igualarlo a la potencia de radiación solar incidente P.
Consideramos un metro cuadrado, el aire en el interior de ese paralelepípedo
tiene un volumen de 300m ■ 1m2 = 300 m3, utilizando 1.2 kg/m3 , evaluamos la
masa en 360 kg.
Q = M ■Cp - A T ;
Q/At^M- Cp- A T /A t;
Intensidad Radiación (P/m2) = 360 ■1004 -2-7.2- 105J/m 2 - hora
I = 200.8 W/m2 (período diurno)
Ejercicio 2
En una noche estrellada un radiómetro infrarrojo muestra una pérdida neta de
energía radiante de una capa superficial que en promedio equivale a 50 W • rrf2
durante 8 horas. Si la energía perdida procedía de una capa de aire de 30 mbar
69

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
de espesor, encontrar el descenso de temperatura del aire resultante
suponiendo que el enfriamiento se ha producido de forma uniforme a lo largo
de toda la capa de aire. Datos: Densidad del aire 1.2 kg/m3 ; Calor específico
del aire a presión constante 1004 J/kg-K.
Perdida de energía nocturna 50 W/m2 ; Q = 50 J/s ■m2 ■8h • 3600 s/h = 144 •
104J/m2.
Para calcular la masa de aire implicada debemos utilizar la ecuación del
equilibrio hidrostático para calcular el espesor.
AP
AP--g-p-Az; A z - ------------ - 2 .5 1 • 102 m ;
g - p
Volumen = Az • 1m2 = 2.51 • 102 m3 ; masa = 2.51 • 102 m3 ■1.2 kg/m3 = 302 kg
AQ = m - Cp ■AT = 302-1004 ■AT = 144 ■
104 J ; AT= 4.7 K
Ejercicio 3
En la misma situación de perdida de energía por radiación nocturna del
ejercicio anterior, recalcular el descenso de temperatura si la pérdida de
energía también es compartida por una capa de 20 cm de suelo además de los
30 mb de aire. (Parámetros suelo: Densidad 2000 kg/m3, capacidad específica
2000 J-kg'1-K'1), ¿Cómo cambiaría el valor calculado si el enfriamiento
produjera niebla?
Los 144 - 104 J se repartirán entre la radiación absorbida por el suelo Ms - Cs -
A T y la absorbida p o r la masa de aire. Supongamos una superficie de un metro
cuadrado.
144 ■ 104 = 1m2- 0.2 m - 2-103 kg/m3-2-103 J/kg- K • AT + 302 ■ 1004 ■A T = 1.1 •
106 A T ;
A T = 1.3 K
La niebla impediría que la radiación infrarroja se escape de las capas más
próximas al suelo, el descenso de temperatura sería aún menor.
2.4 Balance energético en el sistema Tierra-Atmósfera. Forzamiento
radiativo
La temperatura media de la Tierra varía de una forma muy suave con el tiempo
a lo largo del año, por lo que podemos considerar que casi toda la energía que
entra en el sistema Tierra-Atmósfera sale de la atmósfera al exterior. Para
analizar el papel térmico de la atmósfera terrestre vamos a estimar la
temperatura promedio en ausencia de una atmósfera de estas características
(sin gases de “efecto invernadero”).
70

APUNTES DE METEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La Tierra emite radiación electromagnética como corresponde a un cuerpo que
está a cierta temperatura. Si designamos por ‘a’ el albedo planetario, el tanto
por uno de la energía solar incidente reflejada por la atmósfera, la potencia
energética que interacciona con la atmósfera y el suelo valdrá:
(1 — a) • ti R2t • S ; S constante solar; n R2 T superficie de disco en el que se
intercepta la luz solar.
La emisión terrestre de acuerdo con la fórmula de Stefan ET = o • Tt 4 ; valdrá
4 • ti R2t - o- T4t = (1 — a) ■tu R2T • S;
T t = [(1 — a) • S/4 • a ]1/4
a = 5.67 ■10 ’8 W m'2 k"4
de esta expresión de las entradas y salidas de energía radiante se deduce que
la temperatura de la Tierra esta determinada fundamentalmente por el albedo
planetario ‘a’. El albedo es una propiedad de los planetas altamente
significativa; en la Tierra es la resultante de las nubes y el scattering de las
moléculas y aerosoles, así como la naturaleza de las superficies sólidas y
líquidas.
Las medidas realizadas mediante espectroradiometría desde satélites indican
que, en promedio, el albedo de la Tierra es de 0.3 para longitudes de onda del
espectro solar . Utilizando este valor para el albedo planetario se obtiene una
temperatura de 255 k (Tt = — 18°C , S=1360 W /m2), valor muy inferior al
observado (+15°C, 288 k). La diferencia de temperaturas se puede explicar
muy bien atendiendo a la interacción Atmósfera-Tierra.
En la figura 2.16a se pueden apreciar los flujos de energía en el suelo , en la
troposfera y la estratosfera. En esta última se supone que se emite tanto como
se absorbe. En la troposfera se emite más energía radiante de la que se
absorbe, mientras que el suelo absorbe mayor cantidad de energía que la que
emite.
71

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
Examinando con atención el diagrama de flujos promedio de energía
representados en la figura 2.16a observamos que de las 100 unidades de
energía incidente, en forma de radiación solar de onda corta, 33 son devueltas
al espacio (4.5 por dispersión Rayleigh en las moléculas del aire; 26 reflejadas
desde el techo de las nubes; y, 2.5 reflejadas al espacio desde el suelo en
forma de luz de onda corta no absorbida por el suelo) . En este modelo el
albedo del planeta sería 0.33.
La atmósfera (O2, CO2, H2O, aerosoles) absorbe 16 y las nubes 3 unidades de
radiación solar, la capa de ozono absorbe 3 unidades en el ultravioleta C y B,
con lo que llega al suelo 100-33-19 -3 = 45 unidades. De estas, 17
corresponden a la luz directa, 21 a la luz solar dispersada por las nubes y 7 al
scattering Rayleigh hacia el suelo.
La Tierra recibe de la troposfera 98 unidades de radiación infrarroja y emite
radiación infrarroja como un cuerpo negro a 288 K (15°C) por un total de 113
unidades. De estas, 108 son absorbidas por la troposfera y 5 emitidas al
espacio exterior por la ventana atmosférica, como radiación infrarroja en torno
a las 10 mieras.
Al espacio, además de la radiación terrestre que no es absorbida por la
atmósfera, se emiten 59 unidades desde la troposfera y las 3 unidades
recogidas en el ultravioleta en la capa de ozono devueltas ahora como
radiación infrarroja, completando así el número de unidades de energía solar
incidentes.
El sistema está en un equilibrio radiativo pero manteniendo un fuerte
desequilibrio entre la radiación de onda corta y la de onda larga, de
aproximadamente + 30 unidades en la superficie (100 W /m2). En la figura
2.16a se observa que este desequilibrio se produce entre las 30 unidades de
excedente a nivel del suelo y las 30 unidades de déficit en la troposfera.
Este desequilibrio tiene que contrarestarse mediante un flujo de energía
térmica no radiativa de aproximadamente 100 W /m2 del suelo a la troposfera.
Se trata del flujo convectivo asociado con la meteorología, esta transferencia
de energía térmica no radiativa es realizada por la atmósfera mediante
numerosos procesos, desde la gigantesca circulación de Hadley hasta las
corrientes convectivas más humildes.
Del orden de 23 unidades de energía pasan del suelo a la troposfera media en
forma de calor latente de vaporización (al evaporarse el agua en la superficie
absorbe del medio el calor latente) que al condensarse formando gotas líquidas
(nubes) en altura es devuelto al medio caldeando el aire. Las 7 unidades
restantes dan cuenta del intercambio del calor sensible (ligado a la
temperatura) que se produce por advección de masas cálidas y frías de las
que depende la climatología de la zona templada.
Considerando la diferente distribución meridional de la emisión de onda corta
(solar) y la emisión de onda larga (suelo y atmósfera) (figura 2.17), queda
patente el fuerte desequilibrio entre las bajas latitudes (que reciben más
72

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
energía que la que pierden) y las altas latitudes que pierden más energía que la
que pueden ganar. Parte de éste desequilibrio se palia con la advección de
masas de aire cálido hacia los polos y aire frío hacia el ecuador.
6ov 30*
La figura 2.18 representa la radiación electromagnética emitida desde el
Sahara (a), el Mediterráneo (b) y la Antártida (c) registrada en los
espectroradiómetros de los satélites, estas distribuciones de radiación se
ajustan a la radiación de un cuerpo negro a 320 K, 280 K y 220 K
respectivamente (Figura 2.18).
73

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Figura 2.17B. En abcisas la inversa de la longitud de ondas en cm
Para contrarrestar el desequilibrio meridional, debe existir un transporte de
energía térmica, tanto hacia arriba como hacia los polos, que tome la energía
de la superficie cálida de bajas latitudes y la envíe hacia la alta troposfera de
altas latitudes que se está enfriando radiativamente. Una parte muy significativa
de este transporte en latitudes medias se efectúa en gran escala mediante un
flujo ligeramente inclinado respecto al suelo ( convección por medio de una
pendiente), que está asociado al desarrollo de ciclones extratropicales. El resto
del transporte de energía implica la evaporación de agua en superficie y la
devolución de calor latente cuando el agua se condensa en altura.-
Un cambio menor de 1% en el balance de energía en el borde superior de la
atmósfera ha dado lugar a una subida de 0,6 °C desde el inicio del siglo XX.
74

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Estimación de la temperatura de la Tierra y de la atmósfera
=altéelo
~Z-"ÍVo-wo
^^**«L»bv<0 g*«- Lt. -fa-t ^-e>|f¿t e
Sí :
&s = 0,1-í
ex** o,so
( - t J ( 1- a s ) í V C ( U - T » ) + t r r s - ( I - - (TT2 . o
fc'«=0,01
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^UáL'iWo POroy.
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.Uo / ‘«Ai a-V¡/«, Xu.e«oj bacK-icattíifíl h. oi-Ww¡£'r* .
- I 1 - t»,-t- a3- t A ) '~ . ■( T ~ ~ 0 —0’X.‘1i l ~ t*~ aL ) + 2 °~T\~0
¿vksorccá-M
Solar
ro.ái'o.a.'ai,
<*A.UvW£oCCÚ^
ílíllA Ax_ c*. 1a.
É-il'cuAaxiix-M
¿xb^oTcí (¿m. A-t-
fa¿.ía-6C0-V(
€ u u > o a ,
.1 . \
Podemos lograr una mejor aproximación a la estimación de la temperatura en
la Tierra si consideramos tanto la existencia de Gases de Efecto Invernadero
como la temperatura media de la Tierra, Ts y de la atmósfera Ta , aunque ello
implica resolver dos ecuaciones que contienen esas dos temperaturas como
incógnitas.
2.5 La contaminación y el efecto invernadero de origen antrópico
En la siguiente figura se representan los valores mensuales del C 0 2 de la
atmósfera en el observatorio Izaña (Tenerife); resultados similares se han
obtenido en otro de los observatorios de contaminación atmosférica de fondo,
en Mauna Loa (Hawai, Pacífico Central). En la figura, se observa una cierta
estacionalidad, que está relacionada con la variación anual de formación de
biomasa, originando dientes de sierra. En esta figura se hace evidente el
paulatino aumento de C 0 2 en los últimos 20 años (en el registro de Mauna Loa,
la serie llega a 40 años).
75

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Este aumento de concentración del dióxido de carbono y otros gases de "efecto
invernadero" debería corresponderse con un aumento en la energía absorbida
por la troposfera y una disminución de la energía radiada al espacio lo que
conllevaría un aumento global de la temperatura del sistema Tierra-Atmósfera-
Océanos .
La tabla siguiente muestra las tendencias de los gases de efecto invernadero:
, Gas Concentración Concentración Tasa de
invernadero actual pre incremento
(PPb) Industrial (ppb) Anual (%)
C 0 2 353.000 280.000 0.5
c h 4 1.738 790 0.9
n 2o 310 288 0.8
o 3 20-40 10 0.5-2.0
CFC 0.28-0.48 0 4.0
Durante el último siglo la temperatura de la superficie de la Tierra ha
aumentado 0.6 °C alcanzando los valores más elevados en los últimos mil
años.
Esta rápida alteración de la temperatura, se atribuye al desequilibrio de al
menos un 1% en el balance de energía entre la radiación entrante de la energía
solar y la emisión térmica del sistema climático. El pronóstico para el litoral
occidental y sur del Mediterráneo está entre un aumento de 2 a 3 °C en verano
y del orden de 2 °C en invierno.
Los aerosoles, sobre todo, reflejan y absorben radiación solar (efecto directo
del aerosol) y modifican las propiedades de las nubes (efecto indirecto del
aerosol) enfriando la superficie.
76

A P U N T E S DE M E T E O R O L O G Í A Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M E D IO A M B IE N T E
Forzamiento radiativo directo de los aerosoles
Las simulaciones de modelos muestran que los aerosoles fuertemente
absorbentes en la baja troposfera caldean la capa de aire, reduciendo su
humedad relativa y los gradientes de temperatura, aumentando la estabilidad
de la atmósfera. Estos hechos disminuyen la nubosidad y posiblemente
reducen o aniquilan la precipitación que podría limpiar de la atmósfera los
aerosoles.
El efecto radiativo de los aerosoles, en condiciones de nubosidad, depende de
la magnitud de la fracción de aerosoles absorbentes situados por encima de las
nubes. En esas zonas, estas partículas pueden absorber hasta tres veces más
radiación solar que en condiciones de ausencia de nubosidad.
Otras características diferencian a los aerosoles de la forma de intervenir los
gases invernadero en el cambio climático.
Albedo. Los aerosoles son altamente reflectantes, con lo que incrementan el
albedo planetario, enfriando la superficie de forma más eficiente que el
calentamiento producido por los gases invernadero (sobrepasando el
calentamiento producido por los gases invernadero en valore comprendidos
entre un 25 y un 50%).
Contenido de carbono negro. Aerosoles oscuros que absorben fuertemente la
luz solar incidente. Dos son los efectos de este tipo de aerosoles:
a) Calentar la atmósfera y enfriar la superficie antes de que ocurra una
redistribución de la energía en la columna de aire. En períodos de
observación sobre el océano Indico y la cuenca del Amazonas, las
medidas mostraron un calentamiento de una capa de 2-4 km de
atmósfera a la par que se reducía en un 15% la cantidad de luz que
alcanza la superficie.
b) En regiones contaminadas, una gran cantidad de partículas comparten
el agua condensable durante la formación de nubes, reduciendo de esta
forma el tamaño de las gotas en 20%-30%.
La reducción del tamaño en esa magnitud produce un aumento de la
reflectividad de las nubes a la radiación solar del 25%, y un enfriamiento
de la superficie de la tierra.
Las pequeñas gotas formadas a partir de los aerosoles contaminantes
son ineficaces para producir precipitación, por lo que en última instancia
pueden modificar la distribución de precipitaciones.
Datos de satélite y de modelos de transporte, muestran que las plumas
de humo y de la contaminación regional tienen una mayor proporción de
aerosoles submicrométricos. Por el contrario, las capas de aerosol
natural tienen una m ayor concentración de aerosoles gruesos y
únicamente se observa una delgada capa de todos los tamaños de
fuente oceánicas y continentales.
77

I A ____________ DOCUMENTOS DE TRABAJO

TEM A III.
LA ATM Ó SFERA
LA H U M E D A D Y LA ESTABILIDAD C O N V E C T IV A EN
3.1 Humedad y el ciclo hidrológico
L K aaV / AKO j
1 1 ( r , * .
E T -P M H £yAPOÍ?ACiOf'/ ‘ l ¡
A VQZtwmaoN 4 ^ 4
S S / ] í f
ÍWFlíTRAciolN/ \ I k' ^ ¡ & /
So&rgRRftWeA W ,A - ( S - ) —
Figura 3.1. Ciclo hidrológico
El ciclo hidrológico es una representación de los intercambios del agua sobre la
superficie terrestre. Dentro del ciclo hidrológico los procesos de evaporación,
condensación y precipitación determinan los valores de la concentración de
agua presentes en la atmósfera en sus tres estados físicos: gaseoso, líquido y
sólido.
fiV IDO
SuféflCfc'Tico
VAPot*
Soe^eíAlgK/TADO
La cantidad de vapor en la atmósfera disminuye rápidamente con la altura,
porque su fuente es el agua contenida en la superficie terrestre y porque la
máxima cantidad de vapor de agua que puede contener el aire disminuye con
la disminución de la temperatura. Aproximadamente, la mitad del contenido
global de vapor de agua se encuentra por debajo del nivel de 2.500 m, y el
contenido medio a 1.200 m es sólo una décima parte de su valor cerca del nivel
del mar.
81

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Si la evaporación es la fuente del vapor de agua, la condensación en gotitas y
la sublimación en cristales de hielo son los principales sumideros, que a su vez
son las fuentes del agua presente en la atmósfera en sus estados líquido y
sólido, estos se encuentran en concentraciones aún mucho más variables que
las de vapor de agua. La precipitación constituye la fuente de casi toda el agua
dulce de que disponemos.
El ciclo hidrológico es un factor fundamental en la determinación del clima, a
través de sus efectos en la humedad del aire, cantidad y tipos de nubes,
precipitación, capas de hielo y nieve, humedad del suelo y cubiertas vegetales
de la superficie terrestre.
La figura 3.1 representa las distintas reservas y cuantifica los tránsitos
promedios anuales en km3/año del ciclo hidrológico.
El volumen de agua que se evapora de los océanos excede al que se precipita
en los mismos.
Los continentes pierden 62 km3 anuales por evaporación (la influencia de la
vegetación es muy grande; una hectárea de maíz evapora 34.000 litros por
día) y reciben 99 km3 en forma de precipitaciones. El excedente de agua
continental es devuelto por la escorrentía (vía gravitatoria, ya que las tierras
emergidas presentan cierta altura sobre el nivel del mar). Esta escorrentía
incluye la superficial (ríos, torrentes, etc) y la subterránea que es mucho más
lenta.
Humedad absoluta, relativa y específica
El contenido absoluto de vapor de agua se mide como ‘densidad del vapor’ o
mediante la presión parcial.
Presión de vapor = e ;
densidad del vapor (pv o humedad absoluta, expresada normalmente en g/m3)
como la constante de los gases para el vapor de agua es (8.3 J/ 18-10'3
Kg/mol) Rv = 461 J ■K '1 • kg“ 1, esos dos parámetros están relacionados
e = pv • Rv • T
En muchas circunstancias es más útil conocer la proporción de aire que es
vapor de agua, entre otras razones porque en la baja troposfera, donde las
especies químicas están bien mezcladas, las medidas relativas son mucho más
uniformes que las absolutas.
82

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Humedad específica
q = mv/ ímv + mn)
proporción de agua en la masa de aire húmedo (rrid masa de aire seco).
Una medida relativa similar es la relación de mezcla r = mv/md (hay que tener
cuidado con las unidades, normalmente mv se expresa en gramos y md en
kilogramos).
como mv « md ; q = r ; q = r/(1 + r)
cómo el aire húmedo y el vapor de agua ocupan el mismo volumen total (el
volumen de la parcela de aire considerada), q también es la razón entre la
densidad del vapor de agua y la densidad del aire.
q = pv /p ; q= (e ■Ra¡re) /(P • Rv) ; P y p= presión y densidad total.
R/Rv = 1/Maire/Magua = 1/(29/18) = 0,622
; M masa molecular
q = 0.622 • e/P
Ejemplo: la presión de vapor para una humedad específica q = 10 g • kg~1 a P
= 1000 mbar vale e = 16 mbar (valor típico de la troposfera).
La cantidad total de vapor de agua en una columna vertical puede también
expresarse como la altura de la precipitación que tendría lugar si todo el agua
precipitara en forma de lluvia. Esta cantidad de agua precipitable puede
calcularse fácilmente de los perfiles de humedad y temperatura frente a la
presión que proporcionan las radiosondas, sumando el decremento de q en
cada tramo de la curva de humedad (p, Td).
Concepto de saturación. Tem peratura de termómetro húmedo,
temperatura de rocío y temperatura virtual
Para cada temperatura existe una presión de saturación del agua, estos
valores están representados en la Figura 3.2
83

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 3.2 Curva de saturación del agua. La curva inferior a partir de 0°C
corresponde a la saturación de vapor de agua sobre el hielo.
A partir de 0°C la presión de vapor sobre agua líquida es ligeramente mayor
(curva de saturación superior) que la presión de vapor sobre hielo.
La hum edad relativa es el porcentaje de la humedad de saturación que se ha
alcanzado con la humedad del aire a la temperatura considerada. •
Humedad Relativa = e / es • 100 = pv/ps ■100 = q/qs-100 ;
(pvdensidad de vapor en kg/m3,ps densidad de vapor de saturación)
La humedad relativa indica lo próximo que se está a esa temperatura de
alcanzar la humedad específica de saturación.
La humedad relativa en la troposfera varia entre el 10% y el 100%, estando
normalmente por encima del 50% salvo sobre las tierras más áridas.
La humedad relativa es simple de medir a partir de las magnitudes que
dependen de la humedad relativa, sin embargo, las medidas más precisas del
contenido de agua del aire y de mayor interés meteorológico son la
temperatura del termómetro húmedo y la temperatura de rocío.
En el term óm etro húm edo, el agua del envoltorio (muselina sumergida en un
depósito de agua) que rodea al termómetro se evapora mientras que la
humedad ambiente se condensa sobre el mismo. El flujo neto de agua al
84

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
evaporarse, enfría el termómetro y el aire a su alrededor. La temperatura del
termómetro húmedo es la temperatura a la cual el aire que se está midiendo se
satura evaporando agua desde la muselina húmeda. En la práctica el
mecanismo es más complejo.
La temperatura termodinámica de termómetro húmedo Tw, por definición, es la
temperatura más baja a la que se puede enfriar la parcela de aire mediante la
evaporación de agua líquida en su seno, adiabáticamente y a presión
constante.
Por tanto, si m 'v = masa de agua evaporada, m = masa de aire a temperatura
T, la pérdida de energía térmica hasta alcanzar la temperatura de termómetro
húmedo Tw valdrá
L ■m 'v= m ■C p ■(T — Tw) ; mvs — mv = m 'v ;
mv masa agua inicial
L calor latente de vaporización = 2.5 MJ • kg—1
m ’v / m es el cociente entre la humedad específica inicial q(T) y la humedad
específica saturada a la temperatura Tw, qs(Tw)
q (T ) = m v/(m v + m s) ; q (T w) = mvs/(mvs + m s) = m Vs/(m v + ms)
q(T) = qs(Tw) — Cp/L • (T — Tw) Ecuación del psicrómetro
La ‘ecuación del Psicrómetro’ relaciona la temperatura del termómetro húmedo
con la del aire, y la diferencia entre la tensión de saturación de vapor de agua a
temperatura ‘T w’ (eow) con la presión parcial de vapor de agua (e).
si 1/y = 0,622 ■L/Cp • P , entonces Tw= T — 1 /y (eow — e)
a partir de esta ecuación, o combinándola con q = pv/p o q = 0,622 e/P , se
puede calcular la densidad de vapor de agua o la presión de vapor del aire a
partir de los valores de saturación a la temperatura del termómetro húmedo que
están tabulados o representadas gráficamente (es vs T).
Ejercicio 1
En una de las visitas al Centro de Sondeos del INM en Barajas, se pronosticó
que a las 48 horas la temperatura y la temperatura de termómetro húmedo
serían: T = 15 °C y Tw = 13,3 °C y la presión 935 mb . Utilizando los valores de
humedad específica saturante, estimar la presión de vapor y la humedad
relativa prevista (Cp = 1004 J ■k~1 • kg~1; L = 2,25 • 106 J • kg~1).
L a e cu a ció n d e l P sicróm e tro rela c io n a ia h u m e d a d e s p e c ífic a q (T ), co n ¡a
h u m e d a d e s p e c ific a de sa tu rac ió n a esa p res ió n a ia te m p e ratu ra d e l
te rm ó m e tro húm edo qs(T w).
q (T ) = qs(T w) - Cp/L - (T — Tw)
85

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
E n e l dia g ram de S tü ve se p u e d e le e r en la is ó b a ra de 9 3 5 m bars, a T = 15 °C
qs = 12.5 g /k g ; y a T = 13.3 °C qs = 10 g /kg .
q (15 ) = 10 ■ 1CT3 — 1 0 0 4 /2.25 ■ 1 (f • (15 — 13.3) = 10 ■ 10~3 — 7 .5 8 ■ 1CT4 =
9.24 ’ 10~ kgagua/kga¡re
La h u m e d a d e sp e cífica se p u e d e e x p res a r com o un m ú ltip lo d e l c o c ie n te e n tre
la s p res io n e s de va p o r y d e l a ire .
PH20 ' M H20 e 18
Q = Pvapor agua / Paire i P = P ' M /R T , q '
Paire 'Maire 9 3 5 2 9
9 .2 4 ■ 10~3 kg /kg
e = 13.9 m b a rs; H R = 9 .2 4 /1 2 .5 - 100 = 74%
Temperatura de Rocío
En el caso de instrumentos de medida del punto de rocío, el aire en contacto
con la superficie fría del instrumento es enfriada isobáricamente (a presión
constante) hasta que se satura y comienza a depositarse rocío sobre su
superficie. Por definición, la temperatura de rocío del aire es la temperatura del
aire y de la superficie en el momento en que empieza a formarse el rocío.
Como en este proceso no se altera la proporción de vapor de agua y la presión
total del aire se mantiene constante durante la medida, la presión de vapor del
aire (a la temperatura T) antes de enfriarse en la superficie no se altera y es por
tanto,igual a la presión de saturación a la temperatura de rocío Td.
e(T) = es(Td) y por tanto q(T) = qs(Td)
La medida de Td , junto con las tablas de presión de saturación del agua,
permiten calcular la presión de vapor del agua y por tanto todas las demás
medidas de humedad del aire.
R.H = 100 • es(Td)/es(T) = 100 • qs(Td)/qs(T)
la depresión del punto de rocío T — Td es significativamente mayor que la
depresión del termómetro húmedo T — Tw y no existe una relación simple entre
los valores numéricos de T, Tw, Td resultando necesario emplear diagramas o
tablas termodinámicas de conversión.
Ejercicio 2
Una masa de aire a 1000 mb y 15 °C tiene una temperatura de termómetro
húmedo de 10 °C. Encontrar su humedad específica y humedad relativa,
suponiendo que la temperatura de termómetro húmedo medida es idéntica a la
temperatura de termómetro húmeda termodinámica.
86

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
U tiliz a n d o ¡a e cu a ció n d e ! P s ic róm e tro y io s d a to s d e h u m e d a d e s p e c ífic a de
s a tu rac ió n a 15 °C (11 g /kg ) y 10 °C (8g /kg )
q (15 ) = 8 ■ 1CT3 — 2 .2 7 ■ 10~3 = 5 .7 6 - 10~3 kg agua/k g a¡re ;
H R = (5 .7 6 /1 1 ) ■ 100 = 52.5%
E je rcicio 3
Sea una masa de aire con una temperatura de 10 °C, 50% de humedad relativa
y a 1000 mb de presión. ¿Hasta que temperatura hay que enfriar «in situ» esa
masa de aire para obtener su saturación y la formación de niebla?
E n e l d ia g rama de S tü ve , m o vié n d o n o s p o r ¡a is ó b a ra de 1000 m b a r h a cia la
iz q u ie rda se p ro d u c irá u n e n fria m ie n to is o b á ric o d a n d o lu g a r a la co n d e n sa ció n
cu a n d o se a lca n ce la te m p e ratu ra d e ro c ío Td.
A 10 °C y 1000 m b a r la h u m e d a d e s p e c ífic a d e sa tu rac ió n e s 8 g /kg , com o ¡a
H R = 50% la h u m e d a d es p e c ífic a se rá 8 g /kg -0.5 0 = 4 g /kg . A l e n fria r d esde e l
p u n to in ic ia l h a s ta a lc a n z a r la e q u isa tu rad a d e 4 g /k g la te m p e ratu ra h a
d e sce n d id o d e sd e 10 °C h a s ta 0 .5 °C (le c tu ra e n e l d ia g rama d e S tü ve p a ra la
te m p e ratu ra e n la in te rs e c c ió n de la e q u isa tu rad a 4 g /k g con ia is ó b a ra 1000
m b).
Td = 0 .5 °C
Tem peratura V irtual
Cuando el aire está húmedo, es decir contiene vapor de agua, su temperatura
es la que marca el termómetro, sin embargo su grado térmico es mayor pues
parte de su energía interna está empleada en mantener el agua en forma de
vapor (calor latente).
Si a esa masa de aire se le condensa todo el vapor de agua de forma que
devuelva al aire el ‘Calor latente de evaporación’, el aire se calienta hasta
alcanzar la temperatura virtual.
Temperatura virtual (Tv) es la temperatura de aire seco que a una misma
presión tendría esa masa de aire húmedo si todo el vapor de agua disuelto se
condensara. También se puede definir como la temperatura de-aire seco que, a
la misma presión, tiene la misma densidad que el aire húmedo. Si T es la
temperatura del aire húmedo y R ah su constante, la condición de igualdad de
densidades da
Rah • T = R ■Tv ; Tv = Rah/R ■T = (1+ 3/5 ■q) ■T
o también Tv = T • (1 + 3/8 ■e/p).
87

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Ejercicio 4
Encontrar la densidad del aire húmedo con humedad específica 15 g ■ k g ~ \
temperatura 15 °C y presión 1010 mb.
Se tra ta d e e n c o n tra r la te m p e ratu ra a la q u e e l a ire se co te n d ría la m ism a
d e n s id a d que e sa m a sa de a ire a la m ism a p res ió n .
L a e cu a ció n de e sta d o de /o s ga se s pu e d e s e rv ir p a ra c a lc u la r la d e n sid a d d e l
a ire con ta l de que u tilic e m o s la co n sta n te de lo s g a s e s co rre sp o n d ie n te a la
m e zcla de a ire se co y va p o r de agua.
R ahúm edo “ X h 2 0 ' R h 2 0 + Xgseco ' R a ire i
Xh2o ta n to p o r uno d e va p o r de ag ua = 15 ■ 1CT3
X a s e c o “ 1— XH2 0 ~ 1 1 5 ' 1 0
Rahúmedo = 15 * 1CT3 * 8 .3 /(1 8 • 1CT3) + 0 .9 8 5 ■8 .3 /(2 9 • 10~3) = 2 8 8 .8 J /k g * K
1010-1 c r P a
P = P ' Rgh ' T / Pahúmedo “
2 8 8 .8 (2 7 3 + 1 5 )
“ 1-214 kg/íT ^
E sta d e n sid a d p u e d e co m p a ra rse con la d e l a ire se co en co n d icio n e s sim ila re s,
R = 2 8 6 .2 J /k g ■K
p s e c o
1010'1(fP a
--------------------- 1 .2 2 5 g /k g , que e s u n 9% m á s denso.
2 8 6 .2 2 8 8
P
P
P s e c o (i'v irtu a l) ~ P ahúm edo ( i~ ) , P ~ P ' R ' T , ,
R a s ' ~i~ V R a h ' T
R as ■ TV = R ah ■ T
Tv = 2 8 8 .8 /2 8 6 .2 • 2 8 8 = 2 9 0 .8 K
3.2 Termodinámica atmosférica
La energía térmica entra y sale de la atmósfera de muy distintas formas y el
aire se calienta o enfría en consecuencia.
Ejemplo de estos procesos pueden ser: la absorción de radiación solar por el
suelo da lugar a un calentamiento de la atmósfera, mientras que el resultado
neto de la absorción y emisión de radiación terrestre es un enfriamiento de la
atmósfera.
88

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
El aire, al ascender se expande, frente a una presión atmosférica que va
disminuyendo, y se enfría. El aire que se hunde hacia el suelo en el proceso
contrario al anterior, se calienta.
AI cambiar el estado físico del agua contenida en una parcela de aire se
producen grandes intercambios de energía térmica con el entorno. Por ejemplo,
la formación de nubes implica el desprendimiento de calor, el calor latente de
vaporización se desprende y es compartido por el aire que rodea a las gotas
líquidas que se forman.
El transporte de calor por la atmósfera
Si existe una diferencia de temperaturas entre dos puntos, independientemente
del tipo de materia que exista entre ambos, se establece un flujo de calor
(energía por unidad de tiempo que pasa desde el cuerpo a mayor temperatura
al cuerpo de menor temperatura) hasta que ambos terminan con una
temperatura intermedia.
Si consideramos la fase de la materia: sólido, líquido y gas, aparecen
mecanismos de transporte macroscópico de energía térmica diferentes en cada
caso. Conducción en los sólidos, convección y advección en los fluidos. A estos
mecanismos específicos siempre les acompaña la radiación electromagnética
debida a la temperatura del cuerpo (radiación del cuerpo negro).
Conducción
La conducción representa la transferencia de energía desde las partículas con
mayor energía cinética hacia las de menor energía, como consecuencia de la
interacción entre las partículas. Así el flujo de calor Q”x (W/m2) entre dos
superficies a temperaturas T i y T2 separados por un medio de conductividad
térmica k viene dado por la expresión
Q”x = - k AT/D
El flujo térmico está frenado por la capacidad aislante del material a través de
la constante k, conductividad térmica, y por el espesor de materia que tenga
que atravesar, D. Este flujo está propulsado por la diferencia de temperaturas
AT, cuanto mayor sea la diferencia de temperaturas más rápido se transfiere el
calor.
El aire transmite muy mal la energía térm ica por conducción, tiene un
coeficiente de conductividad térmica bajísima.
89

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Material Densidad kg/m'3 Conductividad térmica k (W ■m—1 ■K- 1 )
Aire 1.16 0.0026
Espuma uretanos 70 0.0026
Corcho 120 0.039
Papel 930 0.18
Vidrio 2500 1.4
Materiales de construcción
Yeso enfoscado 680 0.22
Argamasa 1860 0.72
Madera blanda 510 0.12
Madera dura 720 0.16
Roble 545 0.19
Ladrillos 1920 0.72
Hormigón armado 2300 1.4
Metales
Hierro 7870 80.2
Aluminio 2700 237
Acero 7800 52
Cobre 8933 01
Otros materiales
Arena 1515 0.27
Suelo 2050 0.52
Algodón 80 0.06
Piel humana 0.37
(Apuntes Delft University sin publicar. Egbert Boeker y Rienk van Grondelle
“Environmental Physics” John W iley & sons 1995).
Advección-Convección
Además de la difusión de energía (conducción) existe una transferencia de
energía ligada al transporte macroscópico de materia.
En la convección natural se desprecia la advección de la masa de aire pegada
a la superficie cuando el viento es inapreciable, y las diferencias de densidades
entre el aire caliente y el frío mueven a las masas de aire y originan la
transferencia vertical de energía térmica.
En la convección forzada (caso de que la velocidad horizontal del aire no sea
nula y arrastre a las masas de aire ya calentadas en contacto con el suelo) el
flujo de calor también depende de la diferencia de temperaturas, pero la
constante de difusión del calor depende de la velocidad del viento:
Q = h (TS
Tfinal)
90

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Coeficientes de transferencia térmica convectiva h.
Valores típicos
Gases
Líquidos
convección libre
2 - 2 5
5 0 -1 0 0 0
convección forzada
25 - 250
50 - 20.000
Radiación
El intercambio de energía radiante no requiere la presencia de materia para
que se produzca el flujo de energía. La superficie está absorbiendo energía
radiante del entorno que está a Tentorno y emite radiación a Ts.
Q" =6‘CT(T4s — T4entorno)
Primer Principio de la termodinámica
El intercambio de energía térmica dQ, de la energía interna dU (relacionada
con la temperatura de la masa de aire, dU = cv • dT, cv calor específico a
volumen constante) y el trabajo mecánico de expansión o compresión de la
masa de aire, p • dV (p y V presión y volumen respectivamente), se rige por los
principios de la termodinámica:
dU = dH — p • dV ; dH = cp • dT y dU = cv • dT
dQ = cv • dT + p ■dV
La parcela de aire considerada se deformará y cambiará de volumen pero
mantendrá la misma masa, por lo que debemos analizar los resultados por
unidad de masa. Para ello sustituimos V = 1/p.
dQ = cv ■dT + p • d(1/p)
d(p/p) = p ■d(1/p) + 1/p • dp
dQ = cv ■dT + d(p/p) — 1/p- dp como p = p/R • T ; d(p/p) = R • dT
dQ = cv ■dT + R • dT — 1/p ■dp como cp = cv+ R
dQ = cP• dT — 1/p • dp
Esta expresión nos indica que el intercambio de calor dQ depende de la
variación de temperatura cp • dT a presión constante y/o la variación de la
presión de la masa de aire — 1/p • dp.
Calentamiento y enfriamiento isobárico
Gran parte de los intercambios térmicos en la atmósfera ocurren mientras la
presión permanece aproximadamente constante. Por ejemplo, el calentamiento
de la Capa Límite Planetaria y su enfriamiento nocturno ocurren a una presión
91

APUNTES DE M ETEO RO LO G IA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
que está fijada por el peso de la atmósfera sobre ella y esta presión cambia
muy poco en las escasas horas en las que tiene lugar el calentamiento o
enfriamiento. Al tratarse de aire no confinado estas variaciones de temperatura
no alteran el valor de la presión atmosférica.
En las mañanas soleadas sobre las superficies continentales a menudo se
observa que la temperatura del aire próximo al suelo aumenta en un par de
grados por hora, durante varias horas, en respuesta a la insolación solar.
Temperatura
Figura 3.4. Rotura de la inversión de tierra con el transcurso del tiempo de
insolación de la superficie. Números crecientes en las líneas segmentadas
representativas de la curva de estado de la atmósfera en cada momento.
En el Ejercicio 1, vimos que un valor aceptable para el enfriamiento nocturno es
200 W /m2. En la madrugada, la temperatura en la superficie corresponde a la
posición 0 de la figura 3.4.
La energía térmica total procedente del Sol seguramente será algo mayor ya
que parte se invertirá en evaporar el rocío y la humedad del suelo, y parte de la
energía térmica será absorbida por el suelo.
En el ejemplo anterior la energía térmica se introduce en la masa de aire
mediante convección desde la superficie calentada por el Sol. Las parcelas de
aire calentadas ascienden mientras que el aire frío se hunde y la mezcla
continua distribuye la energía térmica, el calor entrante, a lo largo de toda la
capa convectiva. A este tipo de energía térmica se le denomina «calor
sensible» porque puede sentirse, medirse con un termómetro.
Sin embargo, en casi todas las ocasiones, salvo en zonas muy áridas, se
mueven grandes cantidades de «calor latente» que es trasladado por los
mismos movimientos convectivos. Las parcelas de aire que se elevan desde
superficies húmedas contienen más vapor de agua que las parcelas de aire
vecinas que se están hundiendo. Este flujo de «calor latente» no da lugar a un
92

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
calentamiento hasta que el calor latente es liberado por condensación del vapor
de agua, casi en todas las ocasiones en el proceso de formación de nubes (el
rocío supone un sumidero muy pequeño de humedad atmosférica).
El calor que se ha transformado en sensible es la energía térmica que fue
absorbida de la superficie y aire adyacente cuando inicialmente el agua líquida
se evaporó.
3.3 Procesos Adiabáticos. Enfriamiento por expansión. Calentamiento
por compresión.
El proceso termodinámico más simple en la atmósfera es el proceso adiabático
seco en el cuál no existe ni evaporación ni condensación de agua. En el
proceso adiabático se supone que la transformación ocurre muy rápidamente
respecto del tiempo necesario para intercambiar energía térmica con el medio.
En estos procesos no se intercambia calor, pero la masa de aire se enfría o se
calienta debido al trabajo realizado por el gas o sobre el gas. A pesar de la
denominación (seco), este proceso también es aplicable a todas las masas de
aire con algún grado de humedad que no hayan alcanzado la saturación.
0 = dQ = Cp • dT — 1/ p • dp
en muchas circunstancias existe una condensación o evaporación neta de
agua, cuyo efecto es el de suministrar o detraer energía térmica del aire (casi
siempre nubes) con lo que dQ no es 0. Dado que casi todas las nubes
troposféricas se condensan o evaporan en un aire que está muy próximo a la
saturación, es útil definir el proceso de referencia de la adiabática saturada.
Proceso de referencia Adiabático seco. Tem peratura potencial
En un proceso adiabático (dQ=0) se cumple
dT = dP / o-Cp
En esta expresión se puede ver claramente que una compresión de la columna
de aire (dP > 0) está asociada con un calentamiento (dT > 0) y que una
descompresión dp < 0 se asocia a un enfriamiento dT < 0.
Utilizando P = p • R • T ; dT/T = dP/P • R/Cp ; R/Cp= 0,285, obtenemos el ritmo
de descenso de la temperatura con la presión.
Esta ecuación de proporcionalidad entre variaciones relativas de presión y las
variaciones relativas de temperatura se puede utilizar cuando las diferencias
son pequeñas; si las diferencias no fueran pequeñas es necesario integrar
(ecuación de Poisson)
T ?/Ti - (P 7/P i) r/Cp
93

APUNTES DE METEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
E jercicio 5
Supongamos una parcela de aire seco a 1000 mb y a 305,2 K (32 °C) situada
en la parte baja de un área de convección sobre el desierto del Sahara a
mediodía. E sta p a rc e la p u e d e e le va rse , e x p a n d irse y e n fria rs e a d ia b á tica m e n te
h a s ta lo s 5 0 0 m b (a p roxim a d a m e n te 5 km de a ltu ra), a ltu ra a la que esa
p a rc e la de a ire lle g a rá con 2 5 0 ,5 K (— 2 2 ,7 °C ). E l e sta d o in ic ia !, e l esta d o fin a /
y to d o s lo s e sta d io s in te rm e d io s e stá n en la m ism a a d ia b á tic a seca.
Las adiabáticas secas están señaladas en los diagramas termodinámicos que
utilizan los meteorólogos (diagramas de Stüve, tefigramas, etc). Estos
diagramas se utilizan para producir una representación gráfica del perfil vertical
de temperaturas, humedad y de presión, resultantes de las medidas de una
aerosonda y estudiar la estabilidad convectiva del aire.
Las aerosondas nos indican para cada altura (o presión) el ‘gradiente
ambiental’, la variación real de la temperatura con la altura, tal y como sería
registrada por un observador que asciende. Este gradiente por lo tanto no es
forzosamente adiabático, y puede adoptar cualquier forma según las
condiciones térmicas reinantes en la atmósfera y las condiciones históricas
más o menos recientes que le hayan ocurrido.
Resulta útil identificar cada adiabática seca mediante un valor numérico que es
el mismo a lo largo de la línea. Por convenio, se utiliza el valor de la
temperatura a la cuál la adiabática seca corta la isóbara de 1000 mb, a esta
temperatura se le llama tem peratura p o tencial, 0.
La temperatura potencial corresponde a la temperatura que alcanzaría una
masa, de aire que pasase mediante un proceso adiabático seco, desde su
temperatura y presión inicial, a la presión de 1000 mb.
0 = T ■(1000/P)R/Cp
El G radiente A diabático Seco
El gradiente adiabático seco representa la disminución de la temperatura con
la altura , podemos estimar su valor utilizando la expresión correspondiente al
equilibrio hidrostático y la correspondiente a los procesos adiabáticos:
dT/dz = dT/dp • dp/dz = 1/( p* Cp) • (— g • p ') = — g/Cp ■ p'/p
dT = dp/p-Cp por lo que dT/dp = 1/p-Cp y el equilibrio hidrostático dP/dz = -g • p'
Cuando una parcela de aire de densidad p se mueve verticalmente en una
adiabática seca a través de un aire ambiente que está en equilibrio hidrostático
y tiene una densidad p' , existen variaciones de la temperatura de la parcela de
aire con la altura según la fórmula dT/dz.
94

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Al ser la presión del aire ambiente igual a la de la parcela de aire, el cociente
entre las densidades p '/ p es igual al inverso del cociente entre las
temperaturas absolutas T/T' = p '/ p
Salvo en los fenómenos convectivos más vigorosos, se observa que la
temperatura de la parcela de aire que asciende está sólo ligeramente más
caldeada que el ambiente, siendo 1 K un límite superior típico. En los
movimientos convectivos más vigorosos, esa diferencia de temperatura puede
alcanzar 5 K, en cuyo caso p7p = 1,05, lo que permite simplificar la fórmula
anterior
dT/dz = — g/Cp = — 0.0098 °C • m ~1 = — 9.8 °C km-1 gradiente adiabático
seco
dT/dz = — Td = - 9,8 °C/km
De acuerdo con este resultado, si una parcela de aire se elevará
adiabáticamente a lo largo de toda la troposfera se enfriará entre 100 y 150 °C
(p.e. en el ecuador). Descensos de esta magnitud raramente se observan ya
que antes de que ocurran interviene la saturación que introduce un
calentamiento significativo, actuando en su lugar el proceso denominado de la
adiabática saturada.
Ejercicio 6
En un día de verano , en latitudes medias, se lee en el termómetro apantallado
del suelo , 25 °C. Si no existe ninguna capa superadiabática próxima al suelo,
¿Guál es la altura mínima de la capa a 0 °C sobre el suelo?
S uponem os que n o se h a a lca n za d o e l 100% d e hum edad, p o r lo que e l a ire
s u frirá un p roc e s o a d ia b á tic o se co a l a sce nd e r.
S i su pon em os una te m p e ratu ra p rome d io (0 + 2 5 )/2 = 12.5 °C = 2 8 5 .5 K
L n(P 2/P i) = — g /(R a * T v) ■A z ;
L n 7 3 6 /1 0 0 0 = — 3 .0 6 -10~ 1 = — 9 .8 1 /(28 6 ■2 8 5 .5 ) ■A z
A z = 2 5 5 1 m
S i h u b ié se m o s e m p le a d o e l v a lo r s ta n d a rd 0 .0 0 9 8 °C/m o b te n d ríam o s e i m ism o
v a lo r
A T/Az = 98 ■ 10~^ °C/m = 2 5 °C /h ;
h = 2 5 5 1 m
El Proceso de Referencia Adiabático Saturado. Tem peratura potencial
equivalente
En casi toda la baja troposfera el aire suele estar tan húmedo que se convierte
en saturado al elevarse distancias modestas, a menudo menos de un kilómetro
sobre la superficie local. Si el aire continúa ascendiendo el proceso de
95

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
formación y desarrollo de nubes mantiene al aire muy próximo a la saturación y
se desprenden grandes cantidades de calor latente a medida que el exceso de
vapor de agua se va condensando. Para este tipo de procesos la referencia
más útil es el proceso adiabático saturado en el cuál se supone que el aire
frió y húmedo entre las gotas de agua se mantiene en la saturación debido a la
continua condensación del exceso de vapor y a que ese calor desprendido está
confinado a la parcela de aire, y la caldea.
Si se produce un pequeño cambio dqs en la humedad específica de saturación,
se desprende una cantidad de calor por unidad de masa de aire húmedo -L- dqs
Cp • dT = — L ■dqs + dp/p
una propiedad importante de las adiabáticas saturadas procede de la gran
variación de pendientes en la curva de saturación del agua a altas
temperaturas (la absorción o emisión de calor es muy grande), respecto a las
pendientes a bajas temperaturas. Mientras que r d permanece constante, Ts
variará con la temperatura de la masa de aire, ya que a mayor temperatura
podrá contener mayor humedad y, por tanto, desprender mas calor latente al
condensarse. Así, p.e. para el aire frío (entorno a — 40 °C) el valor de Ts es
aproximadamente de — 9 °C/km, mientras que para el aire cálido (en torno a 20
°C) el valor de r s es de — 4 °C/km. Siempre se cumplirá que -rd > -Ts.
Resulta más fácil comparar el proceso adiabático saturado con el de la
adiabática seca utilizando las variaciones de la temperatura potencial 0 en
ambos procesos. Estos cambios en la adiabática seca son por definición cero.
6 = T ■(1000/P)R/Cp; log 0= log T + R/Cp • log 1000/P
Cambiando de signo al 2.° logaritmo (— log P/1000) y diferenciando
d0/0= dT/T — R/Cp • dP/P
Del primer principio de la termodinámica, dQ = Cp • dT — 1 /p • dP
P = p ■R ■T ;d Q = Cp -d T — R • T ■dp/p ; dividiendo por Cp • T
dQ/(Cp-T) = dT/T — R/Cp ■dP/P
como el segundo miembro de esta expresión coincide con el correspondiente a
la variación relativa de la temperatura potencial, igualamos ambas expresiones.
d0/6= dQ/(Cp • T),
en la adiabática saturada el aumento de calor procede de la vaporización — L ■
dqs, siendo dqs la variación de la humedad específica de saturación la masa
por unidad de volumen que se condensa.
d0/6= — L • dqs/(Cp ■T)
dQ = - L • Q/fCn • T) • dqs
96

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
ésta ultima fórmula muestra que el efecto de la condensación (dqs negativa) es
aumentar la temperatura potencial, mientras que la evaporación disminuye la
temperatura potencial.
En la adiabática saturada no existe un único gradiente de temperatura ni aún
en el caso de una altura determinada (presión), depende también de la
temperatura.
De la misma forma que existe una única temperatura, 0, para identificar una
adiabática seca, resulta útil disponer de una sola temperatura para identificar
cada adiabática saturada.
A elevadas alturas (presiones muy bajas) las temperaturas y contenidos de
vapor son tan bajos, aún en la saturación, que cualquier adiabática saturada es
asintótica con una adiabática seca particular, cuya temperatura potencial recibe
el nombre de temperatura potencial equivalente 0e de la adiabática saturada.
En términos físicos 0e puede ser considerada como la temperatura que
alcanzaría una parcela de aire tras una descompresión siguiendo un proceso
adiabático saturado hasta casi presión nula, y una presurización a partir de ese
momento hasta llegar a 1000 mb.
Un procedimiento alternativo es identificar a cada adiabática saturada mediante
la temperatura a la cuál corta a la isóbara 1000 mb, 0W, a esta temperatura se
la denomina temperatura potencial de termómetro húmedo, que es inferior a
la temperatura potencial equivalente 0e. Una buena aproximación es:
0e— 0w = 2,5 ■qs donde qs es la humedad específica del aire saturado a 1000
mb, en gramos de vapor de agua por kg de aire.
Supongamos una parcela de aire no saturado con temperatura T y que tiene
una temperatura de termómetro húmedo Tw y presión P.
La temperatura de termómetro húmedo es menor que la temperatura del aire
en una cantidad que es una medida del grado de saturación del aire, y en un
diagrama aerológico se indica en la misma isóbara que T ya que, Tw se alcanza
por enfriamiento isobárico por evaporación.
Nivel de condensación ascendente
Teorema de Normand. La adiabática seca que pasa por T y la adiabática
saturada que pasa por Tw se cortan en el nivel de condensación ascendente
(LCL lifting condensation level) de la parcela inicialmente no saturada, que es el
nivel al cuál el aire se convertiría en saturado si ascendiera adiabáticamente
desde su estado inicial.
97

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 3.5 Representación de la curva de estado con la altura y el nivel de
condensación ascendente.
Como consecuencia del teorema de Normand, la adiabática saturada va
adoptando, en cada momento, la temperatura del termómetro húmedo de la
parcela de aire no saturado que asciende o desciende adiabáticamente. Si el
recorrido alcanza el nivel de 1000 mb, la temperatura que alcanza se denomina
temperatura potencial de termómetro húmedo de la parcela de aire, que es la
temperatura de termómetro húmedo que la parcela de aire tendría si fuera
llevada adiabáticamente hasta el nivel de 1000 mb.
En cualquier proceso adiabático, la temperatura potencial de termómetro
húmedo se conserva. Vamos a analizar ahora dos situaciones más o menos
realistas de procesos adiabáticos que tienen lugar en las proximidades de un
cumulonimbo.
Supongamos que la nube cuya base está en el LCL empieza a producir una
lluvia densa de pequeñas gotas de agua. Estas gotas constituyen una ingente
superficie de inferíase desde donde ocurre una gran evaporación hacia el aire
de alrededor que está situado bajo la nube y por tanto por debajo del nivel de
saturación.
Cada una de las gotas se enfriará así como enfriará al aire ambiente de la
misma forma que lo hace un termómetro húmedo. El resultado neto es el
98

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
enfriamiento de la parcela que contiene las gotas de agua hasta la temperatura
de termómetro húmedo del aire no saturado al nivel que se trate.
El aire tenderá a hundirse con la lluvia, des-saturándose al descender y volver
a saturarse al evaporarse agua de las gotas, de forma que la parcela de aire
sigue la adiabática saturada que baja del nivel base de la nube. Si el proceso
continua hasta el nivel 1000 mb la parcela saturada conteniendo las gotas de
lluvia llega ahí con la temperatura 0W.
Este tipo de procesos da cuenta de las bajadas de aire húmedo y frió que
pueden observarse en la superficie poco antes de una lluvia. La evaporación
sin embargo puede no seguir al ritmo de desecación al comprimirse y
calentarse por estar hundiéndose, particularmente si las gotas de lluvia son
grandes y por tanto con una menor superficie de evaporación. En este caso la
columna descendente llega al suelo con la misma temperatura de termómetro
húmedo, pero con una temperatura del aire T mayor.
Si por el contrario, el aire se hunde completamente de forma adiabática seca
bajo el nivel base de la nube LCL, como ocurre con las subsidencias nosaturadas
adyacentes a los cúmulos y cumulonimbos, entonces se calentará
hasta la temperatura T trazando la adiabática seca desde LCL. Si el descenso
continua hasta la superficie de 1000 mb el aire llega con una temperatura igual
a la temperatura potencial de la parcela que sufre subsidencia, mientras que la
temperatura de termómetro húmedo es igual a 0W. En todos los casos 0W se
conserva.
3.4 Estabilidad atmosférica. Ejemplos
Hasta ahora hemos considerado la secuencia de estados que experimenta una
parcela de aire cuando se ve sometida a un movimiento vertical por medio de
una adiabática seca o saturada. Sin embargo, las radiosondas miden algo muy
diferente. Las radiosondas proporcionan instantáneas de la estructura vertical
de la atmósfera; perfiles de temperatura, humedad, presión y viento en un
instante (la radiosonda tarda cerca de una hora en llegar al nivel más elevado).
La distinción entre el punto de vista de la parcela de aire de la teoría adiabática
y la perspectiva ambiental instantánea es básica. Pero a pesar de que las
perspectivas son diferentes, muy a menudo existe un gran acuerdo entre las
teorías de parcela y las observaciones ambientales. El descenso de
temperatura propio de la adiabática seca se puede observar ambientalmente
en extensos capas de la baja troposfera. Vamos a ver a continuación con
mayor detalle la conexión entre una parcela de aire individual y su ambiente
más inmediato.
Supongamos una parcela de aire contenida en una masa de aire que tiene un
determinado gradiente de temperatura dJIdz (la derivada parcial corresponde a
un valor instantáneo, a una instantánea del ambiente de la parcela de aire).
99

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 3.6 Gradiente atmosférico.
Supongamos ahora que la parcela de aire se mueve hacia arriba o hacia abajo
a través de su entorno, sufriendo un proceso como parcela individualizada,
adiabático seco. La temperatura de la parcela variará en esta adiabática seca
como
dT/dz = — Td = — 9.8 °C km-1
La flotabilidad de esta parcela de aire depende críticamente del valor dT/dz,
gradiente de temperatura ambiental respecto al valor del gradiente adiabático
secó.
Si el gradiente ambiental dT/dz es superadiabático (mayor que el valor de la
adiabática seca Td) la atmósfera en el segmento evaluado será inestable no
saturado (figura 3.6a).
dT/dz < — Td o lo que es equivalente d0/dz < 0
a la altura Z2, la parcela está a T2 y el aire ambiente a T 2, siendo T 2< T2
Consideremos la misma parcela que sigue un proceso adiabático seco,
contenida en una capa de aire con un gradiente de temperatura ambiental
subadiabático, la situación atmosférica será estable no saturada (figura 3.6b).
dT/dz > — Td o dG/dz > 0
100

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
» ( -V
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i
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1 i : ! \ X
Figura 3.6b
a la altura z2 la parcela está a T2 y el aire ambiente a T 2, siendo T 2 > T2
De la figura se desprende que esta capa de aire es estable respecto a la
convección. Cuando alguna parcela de aire individualizada es desplazada
hacia arriba o hacia abajo a través del aire ambiental en ambos casos vuelven
a la posición inicial.
Se puede mostrar de la misma manera que una capa de aire con un gradiente
de temperatura ambiental igual al gradiente adiabático seco está en un estado
de estabilidad convectiva neutral, que indica que cualquier parcela de esa capa
de aire tenderá a permanecer en su nueva posición después de haber sido
desplazada.
El mismo tipo de análisis puede utilizarse para encontrar los criterios de
estabilidad convectiva cuando las parcelas de aire están siguiendo un proceso
de adiabática saturada, suponiendo que existe suficiente agua para mantener
el aire descendente saturado.
Figura 3.7 Análisis de estabilidad en un proceso adiabático saturado.
101

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Esta gráfica (fig. 3.7) se parece a la gráfica correspondiente a la situación
inestable no saturado, excepto en que las líneas rectas correspondientes a
adiabáticas secas han sido reemplazadas por las líneas ligeramente curvadas
de las adiabáticas saturadas, cuyos ritmos de enfriamiento r s son siempre
menores que los correspondientes a valores adiabáticos secos.
También se puede hablar de Inestabilidad Potencial, para describir cómo en
determinadas ocasiones una parcela de aire estable para el aire seco y
saturado, se convierte en inestable para el aire saturado, si se ve forzado a
subir de altura.
DIAGRAMA DE STÜVE
Para analizar las posibles evoluciones de una masa de aire a partir de unos
parámetros iniciales (Po, T0, HR) podemos utilizar un diagrama aerológico. En
estos diagramas están representados mediante haces de líneas: todos los
puntos que tienen la misma temperatura potencial (corresponden a procesos
adiabáticos secos); todos los puntos que tienen la misma temperatura potencial
de termómetro húmedo (procesos adiabáticos saturados); todos los puntos que
tienen igual humedad específica de saturación (equisaturada). El uso del
diagrama nos evita el cálculo de los valores de presión, temperatura y
humedad utilizando las fórmulas correspondientes a cada proceso.
En el diagrama de Stüve , el eje de abcisas corresponde a la temperatura de la
masa de aire. En el eje de ordenadas se representa pRICpí aunque en la escala
tan sólo aparecen las presiones hasta 100 mb. Las líneas horizontales son
isóbaras y las líneas rectas inclinadas adiabáticas secas. A cada adiabática
seca se le asocia la adiabática saturada con igual temperatura potencial
equivalente, con lo que coinciden en el límite de bajas temperaturas y bajas
presiones.
Las adiabáticas secas son rectas en el diagrama de Stüve que pasan por los
puntos:
T= 0 K P = 0 mb
T = Q K P = 1000 mb
Mantenimiento de la estabilidad cuasi-neutral
Examinaremos ahora cómo se llega a la situación que se representa por un
sondeo aerológico dado y como se mantiene en el tiempo las características
básicas del mismo. Lo haremos con el caso más simple, el de un ambiente con
gradiente adiabático seco.
Una situación común muy próxima al gradiente adiabático seco es el existente
en muchas de las capas bajo las nubes en la baja troposfera. Sin embargo, no
se observa en las vecindades del suelo cuando se produce el enfriamiento
nocturno o en los momentos posteriores a su cese. En el diagrama 3.4 se
102

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
indica el estado del aire en las proximidades de la superficie hacia el final de
una noche estrellada (máximo enfriamiento nocturno).
El suelo, y el aire en su contacto, se han enfriado durante la noche como
resultado de una emisión infrarroja neta, produciendo una capa convectiva
estable que puede extenderse hasta alcanzar más de un centenar de metros
de altura. El enfriamiento puede ser lo suficientemente potente y producir una
inversión de temperatura en parte de la capa considerada.
Examinemos ahora como esta inversión desaparece, figura 3.4, al término de
unas pocas horas convirtiéndose en una capa de estabilidad neutra durante el
resto del día hasta que la siguiente noche reintroduzca estabilidad en las
proximidades de la superficie.
Al salir el sol, la superficie y las capas de aire contiguas son calentadas por
absorción de radiación solar. Este proceso al principio es muy rápido por
im plicar capas muy delgadas (respuesta térmica de la superficie). En el aire
próximo a la superficie calefactada, el gradiente de temperatura ambiental se
convierte en positivo o se aproxima al valor de la adiabática seca (1). En el
momento en que se excede el valor de la adiabática seca , la delgada capa de
aire comienza a ascender por convección , al ser ligeramente superadiabática y
por tanto convectivamente inestable.
Dos son los resultados de la convección en esta situación. En primer lu g a r, se
mantiene el gradiente de temperaturas de la capa convectiva en el valor de la
adiabática seca (ligeramente por encima). En segundo lugar , se establece un
eficiente bombeo de energía sensible (y vapor de agua procedente de la
humedad del suelo) hacia la capa convectiva, dando lugar a su calentamiento.
El gradiente de temperaturas de la adiabática seca se mantiene como
consecuencia de la mezcla turbulenta incesante de parcelas de aire que suben
y bajan en las corrientes convectivas, cada una de las cuales con el gradiente
adiabático seco, antes de llegar a mezclarse con los otras.
El segundo efecto corresponde al calentamiento gradual de la capa convectiva
como consecuencia de que, en promedio, las parcelas de aire que ascienden
están a mayor temperatura que la temperatura promedio de la capa. El ligero
exceso de temperatura cuando se ha mezclado la parcela de aire, se convierte
en un nuevo equilibrio térmico común con una temperatura superior a la de la
masa de aire de la capa convectiva inicial.
Consecuencias del fenómeno de la estabilidad
— Raras veces se encuentra el gradiente superadiabático.
Salvo en algunas ocasiones en las capas bajas de la atmósfera, donde
frecuentemente el aire no se mueve o lo hace con lentitud, sobre un suelo muy
recalentado por fuerte insolación. Entonces las capas inferiores de aire se
calientan por influjo del suelo mucho más que las superiores.
103

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
— Preponderancia de los movimientos horizontales en la atmósfera.
Como la estratificación es casi siempre estable en la atmósfera, las masas de
aire no pueden moverse en dirección vertical sin ser rechazadas hacia el nivel
de partida. La atmósfera tiende, pues, al movimiento horizontal.
— Impenetrabilidad de las inversiones.
Una capa en que la temperatura crece con la altura necesariamente ha de
oponer grandísima resistencia a los movimientos verticales. Es frecuente,
observar que la corriente ascendente que está dando origen a una nube, en
lugar de seguir creciendo en espesor, toma el aspecto de yunque; a esa altura
la corriente ascendente ha encontrado una inversión que le ha opuesto un
obstáculo infranqueable.
— Estabilidad convectiva de las masas frías y calientes.
Masas frías son las que están a más baja temperatura que la superficie sobre
la que se encuentran. Proceden en general de latitudes más altas y como
vienen calentándose, sobre todo por debajo, el gradiente es en ellas muy
grande, y por tanto, muy pequeña estabilidad, por lo cual se desarrollan
fácilmente en su seno las corrientes verticales. Estas corrientes verticales
reparten en un gran espesor el vapor de agua y el polvo procedentes del suelo,
e impiden que tales impurezas se acumulen en las capas bajas y las enturbien.
La visibilidad es muy buena en las masas frías.
Las masas calientes, que son las que, por proceder de más bajas latitudes,
corren por suelos más fríos que ellos, se enfrían mucho más por debajo que
por arriba y adquieren un gradiente de temperaturas muy pequeño y negativo,
sobre todo en las capas inferiores (inversión de tierra). Por eso las partículas
de polvo y la humedad procedentes de tierra se acumulan en las capas bajas,
determinando baja visibilidad.
Las nubes y precipitaciones típicas de las masas frías son las determinadas por
fuertes corrientes ascendentes, es decir: cúmulos espesos, cumulos-nimbos,
chaparrones, chubascos y tormentas.
Las nubes e hidrometeoros de las masas calientes son características del
enfriamiento directo por radiación hacia el suelo: nieblas, nubes estratiformes y
lloviznas, o lluvias de régimen regular y continuo.
En primavera el aire, aunque no haya venido de latitudes más altas, se
comporta como masa aérea fría, pues en esta estación el suelo está
calentándose por insolación mucho más deprisa que el aire. De aquí la
transparencia atmosférica característica de dicha época del año y los
chaparrones de abril y tormentas de mayo. En otoño, en cambio, el aire se
encuentra sobre un suelo que se enfría por radiación más rápidamente que él,
de ahí las nieblas otoñales y el carácter, en general apacible, del tiempo de
otoño.
104

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
3.5 Estabilidad convectiva y dilución de la contaminación. Turbulencia
y Capa Límite Planetaria
(En esta sección seguiremos parcialmente el análisis de la difusión atmosférica
de contaminantes que realiza Ronald Kathren en “Radioactivity in the
environment». Harwood Academic Publishers. 1984).
La turbulencia suele ser el principal factor de mezcla de los contaminantes en
la atmósfera. El tratamiento matemático del flujo turbulento es muy complicado,
por eso se suelen analizar los movimientos de masas de aire sin considerar, en
primera aproximación, la turbulencia. Al resultado de ese primer análisis se
incorporan los resultados del análisis estadístico de la turbulencia:
1. La energía de la turbulencia es mayor en masas de aire inestables y
menor en el aire estable.
2. La energía de la turbulencia horizontal es algo mayor que la turbulencia
vertical.
3. En una atmósfera estable, la fluctuaciones turbulentas tienen corta
duración, normalmente del orden de unos segundos o menos. En una
atmósfera inestable la duración típica es mayor, del orden de minutos
debido a la participación de la convección.
4. La turbulencia aumenta con la altura como resultado de disminuir el
amortiguamiento que produce el suelo. Por tanto en altitudes elevadas
encontramos fluctuaciones turbulentas con tiempos propios mayores.
5. La energía turbulenta aumenta con la velocidad del viento.
6. La turbulencia es mayor sobre superficies rugosas que sobre superficies
suaves.
El transporte y difusión de contaminantes en la atmósfera depende, además de
la difusión de remolinos turbulentos, de otros factores. La velocidad del viento
afectará a la disminución de concentración del contaminante (dilución) e
indicará la dirección en que serán transportados. La estabilidad atmosférica
determina el grado de difusión de los contaminantes emitidos por chimeneas y
fuentes puntuales.
Turbulencia
La turbulencia atmosférica puede tener un origen mecánico (convección
forzada), relacionada con cambios rápidos en el viento promedio de unos
puntos a otros próximos, o ser de origen térmico (convección libre). Durante el
día, el calentamiento de la superficie y las grandes variaciones de velocidad
con la altura (cizalladura del viento) dan lugar a una formación continua de
remolinos turbulentos. Estos remolinos son los responsables de una mezcla
eficiente y de los intercambios de masa, energía térmica y momento, a través
de la capa límite planetaria.
1 0 5

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En los años en que llevan estudiándose este tipo de problemas, se han
identificado seis tipos de plumas de contaminantes emitidos por una
chimenea, características de la estabilidad atmosférica en el punto de
emisión. Su análisis nos permite discutir el sino de los contaminantes en cada
situación de estabilidad convectiva.
La estabilidad de la atmósfera es un parámetro básico para determinar como
se difundirá el material que se libera a la atmósfera.
Figura 3.8. Variación de la velocidad del viento, u, con la altura, z (imagen
izquierda). Variación de la temperatura con la altura (línea continua) frente al
gradiente adiabático seco en línea punteada (centro). Imagen de chimenea y
trayectorias de sus emisiones (Pluma en espiral) en esas condiciones de
estabilidad (imagen derecha).
Las plumas de espiral se producen cuando el gradiente ambiental es grande y
superadiabático. La atmósfera es muy inestable (convectiva) y los remolinos
térmicos turbulentos dan lugar a que la pluma toque el suelo en distintos puntos
viento abajo. Esta situación suele ocurrir cuando existe una fuerte insolación
solar y vientos muy pequeños en superficie. Cuanto más próximo sea el
contacto de la pluma con el suelo, la concentración de contaminantes que
aporta estará menos diluida.
Figura 3.8 b Pluma de cono.
Las plumas en forma de cono se producen con gradientes superadiabáticos
pero de menor magnitud, por tanto sin turbulencia a gran escala. La pluma
adquiere la forma de un cono. Esta situación ocurre cuando el gradiente
ambiental está entre el gradiente adiabático seco y la isoterma. Suele ser
bastante común cuando la atmósfera es ligeramente inestable, existen nubes y
vientos de superficie. En ésta ocasiones los modelos matemáticos predicen
bastante bien la dispersión de contaminantes. La contaminación va ocupando
el volumen de un cono progresivamente desde el vértice emisor viento abajo,
ocupando un volumen mayor con el paso del tiempo y por tanto diluyéndose
antes de que la superficie del cono toque el suelo.
106

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Figura 3.8 c. Cono achatado
Cuando prevalecen las condiciones de inversión hasta una altura a
considerable distancia de la pluma, la mezcla y la turbulencia vertical quedan
suprimidas. La mezcla horizontal existe aunque está debilitada dando lugar a
un cono achatado vertical mente. En condiciones de inversión los vientos suelen
ser suaves por lo que no es infrecuente el desarrollo de una sinuosidad
horizontal. El volumen de la pluma es muy pequeño por lo que la concentración
de las especies químicas de la pluma es muy alta. Esta situación es muy
común en noches claras con vientos suaves.
Figura 3.8d. Pluma flotación.
Sj existe una inversión a baja altura y un gradiente superadiabático más arriba
se produce el tipo de pluma “flotación” existiendo principalmente una difusión
vertical hacia arriba. La difusión hacia abajo está inhibida por la existencia de la
inversión por debajo de la altura de la chimenea. No es previsible encontrarse
concentraciones significativas de este origen en el suelo.
Figura 3.8 e Pluma de fumigación.
Lo contrario de la “elevación” es la “fumigación” que ocurre cuando el gradiente
ambiental neutro se encuentra por debajo de una inversión. Por ejemplo,
cuando una capa estable de aire está a corta distancia por encima del sitio de
emisión y una capa inestable se encuentra por debajo de la pluma. Estas
situaciones suelen encontrarse cuando las capas bajas de la atmósfera son
caldeadas por el Sol, dando lugar a un ensanchamiento de la capa
superadiabática. Cuando esta capa alcanza la altura de la chimenea tendrá
107

APUNTES DE M ETEOROLOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
lugar movimientos turbulentos de origen térmico, y porciones de la pluma
altamente concentradas llegarán al suelo.
La fumigación también puede producirse en las islas de calor urbanas a media
tarde cuando se eleva el aire de la ciudad y a nivel del suelo su espacio lo
ocupa aire de los alrededores rurales donde la inversión se haya formado ya.
La pluma evacuada por debajo de la inversión se quedará atrapada, forzándola
a descender hasta el suelo. Es característica de una inversión situada sobre
una capa con condiciones de fumigación débiles. En estas condiciones una
pluma de contaminantes evacuados por debajo de la inversión estará atrapada,
forzándola a reconducir su trayectoria hacia el suelo. En ocasiones, si además
existe otra inversión por debajo del nivel de emisión de la pluma, la masa de
aire contaminado quedará atrapada entre las dos inversiones, pudiendo
descender al suelo días después en condiciones de subsidencia.
El régimen de vientos y las condiciones meteorológicas locales, las
características topográficas y de rugosidad del terreno, así como la temperatura
y el grado de humedad de la pluma produce resultados intermedios entre 2 o
más de los tipos analizados. El aspecto de la pluma irá cambiando a lo largo
del día siguiendo las modificaciones que ocurran en el gradiente ambiental.
A lo largo del día vimos que existen variaciones en la estabilidad atmosférica
que ocasionan cambios en la evolución de la concentración de los
contaminantes viento abajo. Por ejemplo, para un día claro de verano o
primavera, la evolución de la concentración de contaminantes a nivel del suelo,
en un punto viento abajo de una chimenea elevada que emite una cantidad
constante, podría ser la siguiente:
Al amanecer la concentración empieza a crecer rápidamente llegando a un
máximo a media mañana debido en gran medida a la aparición de la
fumigación. Más tarde la concentración empezará a decaer rápidamente
alcanzando un mínimo a primeras horas de la tarde debido al ligero aumento
en el gradiente ambiental durante el período de máxima insolación. A medida
que avanza la tarde, el gradiente ambiental disminuye hasta llegar a la
inversión del atardecer, en la cuál aumenta la concentración de contaminantes.
En una ciudad debido al efecto de fumigación de la isla urbana, es posible
apreciar un segundo máximo al comienzo del atardecer.
La difusión de los contaminantes puede analizarse cualitativamente siguiendo
algunas reglas básicas:
— La concentración viento abajo es directamente proporcional a la tasa de
emisión.
— La concentración es inversamente proporcional a la velocidad promedio del
viento y a la anchura horizontal y vertical del penacho.
— Para una descarga de contaminantes en altura, por ejemplo la producida
por una chimenea alta, la altura efectiva es importante ya que es
inversamente proporcional a la concentración en cualquier punto que se
considere viento abajo.
108

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
El orden de magnitud de las concentraciones se puede obtener utilizando las
siguientes ecuaciones que consideran:
V velocidad promedio del viento
H dispersión horizontal del penacho
Z dispersión vertical del penacho
A e Altura efectiva de la emisión
D distancia viento abajo hasta el receptor
Tasa de emisión
Concentración = -----------------------------------
ttV-H-Z-Ae-D
Caso general, fuente puntual, receptor en la línea central de emisión.
Emisor y receptor en superficie Tasa de emisión
En la línea central de la pluma = --------------------------
ttV-H-Z
La capa límite planetaria
La capa límite planetaria se puede ver como una estructura multicapa: la capa
laminar viscosa, muy próxima a la superficie, de espesor no mayor de unos
milímetros, donde el rozamiento (y la viscosidad, rozamiento entre capas de
aire) es la fuerza predominante y no existe mezcla turbulenta. Esta capa
laminar conecta la superficie del suelo con la capa mezclada de algunas
decenas de centímetros de espesor llamada capa de Prandtl o de flujo
constante, en donde la turbulencia adquiere el máximo protagonismo. Por
encima, hasta la capa de Ekman, la atmósfera está gobernada por el efecto
Coriolis , el gradiente de presiones y la turbulencia.
Atmósfera libre
Capa Ekman (capa en la que
existe un flujo de momento, de
materia, y de energía térmica)
500 m ATMÓSFERA LIBRE
Capa Ekman: variación de la magnitud
y dirección del viento predecible
50 m
5 m
Capa límite turbulenta superficial
(atmósfera del ser humano)
0.5 m
Capa mezclada
Capa Laminar viscosa
0.05 m
zona de transición
0.005 m
capa límite laminar
109

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La capa límite laminar, a pesar de ser tan pequeña, rodea absolutamente a
todos los objetos sobre la superficie. Todos los flujos, excepto los flujos de
momento, hacia o desde la superficie (energía térmica, vapor de agua, dióxido
de carbono) tienen que pasar por ella. Debido a la gran resistencia que ofrece
esa capa, da lugar a gradientes muy elevados de concentraciones y
parámetros meteorológicos asociados.
Aerosoles
La mayoría de los aerosoles tienen un carácter regional debido a su corta vida
media, la distribución regional de sus fuentes, y la variabilidad de sus
propiedades. Las condiciones meteorológicas estacionales determinan cuán
lejos son transportados los aerosoles desde sus fuentes, así como se
distribuyen verticalmente en la atmósfera. Finalmente, las propiedades de los
aerosoles se modifican durante el transporte por deposición seca o húmeda,
procesos intra-nubes, y reacciones químicas atmosféricas.
Contaminación urbana (urbana y contaminación industrial regional)
Están constituidos principalmente por pequeñas partículas higroscópicas y se
encuentran viento abajo de las regiones pobladas (motores de vehículos,
industria, cocina y fuegos).
Humo procedente de quema de biomasa
Este humo está dominado por pequeñas partículas orgánicas con distribución
variable en la concentración de carbono negro absorbente de luz solar,
emitidos en la parte más caliente de la llama. En los fuegos forestales, a la
etapa de llama le sigue una larga etapa de rescoldos (smouldering stage) en la
que la madera gruesa, no totalmente consumida, emite humo (compuesto por
partículas orgánicas sin carbono negro) en cantidades mucho mayores que en
la etapa de llama.
El humo es bastante menos higroscópico que los aerosoles de origen regional.
Polvo
El polvo se emite desde los lechos de antiguos lagos: en el Sahara, Este de
Asia y península Arábica, que estaban inundados en el Pleistocenó. Casi no se
observa polvo de los desiertos australianos en los que la topografía es más
llana y altamente meteorizada (más antiguo). Este aerosol está dominado por
partículas grandes que contienen diferentes concentraciones de óxidos de
hierro que absorben luz en el azul y el ultravioleta. Por ejemplo, en el transporte
de polvo desde el Este Asiático, lo que suele ocurrir en Abril-Mayo a una altura
de 3-5 km, hacia Norteamérica y Europa, parte del polvo se deposita en los
océanos Pacífico y Atlántico proporcionando micronutrientes clave (Hierro) al
fitoplancton oceánico.
110

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Aerosol Oceánico
Está compuesto de partículas gruesas surgidas de la espuma en condiciones
de viento y pequeñas partículas de sulfato procedentes de emisiones
oceánicas. Por lo general, el aerosol oceánico absorbe muy poca luz solar.
3.6 Ejercicios
1. En un desierto subtropical se observa la formación de rocío todas las noches
cuando la temperatura de la superficie alcanza los 5 °C. Suponiendo una
presión atmosférica constante así como la constancia del contenido vapor
de agua del aire, estimar la humedad relativa cuando la temperatura de la
superficie alcanza 50 °C (la presión saturante del vapor de agua a 50 °C es 123
mb). R;. 7.2%.
2. El aire a 1000 mb y 20 °C tiene una humedad relativa del 60%. Encontrar los
valores de los parámetros de humedad (incluyendo el nivel de condensación
por ascensión). R:. q =9 g • kg 1; e 14.5 mbar Td =12.2 °C;
Tw= 0W= 15 °C; LCL 890 m.
3. Las siguientes medidas fueron tomadas a mediodía por una sonda:
Presión (kPa) Temperatura (°C) Punto de Rocío (°C)
100 13 11
94 9.5 8
90 7 5
78 0 — 3
70 — 5 — 11
60. — 11 — 17
50 — 20 — 28
40 — 32 — 42
30 — 47
20 — 49
15 — 50
10 — 48
a) ¿Cuál es la presión en la tropopausa? R.: 30kPa.
b) ¿Que partes de la curva son estables para (i) aire seco?; (ii) aire saturado?
c) ¿Cuál es la relación de mezcla a (i) 100 kPa?; (ii) 50 kPa?. R.: 8 g/kg ; 0.8
g/kg.
d) Si la superficie irradia energía y se enfria durante la noche ¿cuantos grados
debe bajar la temperatura para que empiece a formarse niebla? R.:
descender 2 °C.
e) Si al día siguiente el aire sobre la superficie se calienta y sube
adiabáticamente, ¿a que nivel comenzará la condensación? R.: 960 mbar.
f) ¿A que altura estará el techo de la nube convectiva que se habrá ido
formando durante el dia? R.: 65kPa.
4. Supongamos que la masa de aire a la que se refiere el ejercicio anterior se
ve forzada a ascender sobre una cuña de aire seco de una superficie frontal
m

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A T O LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
fría. Considérese la capa de aire inicialmente entre 70 kPa y 78 kPa que es
estable tanto para el aire seco como para el aire húmedo, y que esta capa se
ve forzada a ascender en 10 kPa manteniéndose no obstante de 8 kPa de
espesor. Encontrar la nueva temperatura de la parte inferior de esa capa de
aire. Encontrar el valor de la temperatura para el límite superior de la capa.
Mostrar ahora que la capa es inestable con respecto a la adiabática saturada
(situación conocida como inestabilidad potencial). Repetir los cálculos para la
capa entre 90 kPa y 78 kPa.
5. Una masa de aire entra por la alta troposfera en un anticlón (al nivel de 400
mbar) con una temperatura de — 30 °C estando saturada respecto al agua
subenfriada. Si se hundiese hasta el nivel de 700 mbar en 3 dias, enfriándose
al emitir radiación neta a razón de 2 °C por dia, encontrar su temperatura y
humedad relativa en el nivel de 700 mbar, utilizando el diagrama de Stüve. R.:
6 °C y HR 9.4 %.
112

m
DOCUMENTOS DE TRABAJO

TEM A IV. EL V IE N TO
4.1 Dinámica del aire. Fuerzas involucradas: gravedad, gradiente de
presiones, efectos Coriolis y centrípedo, fricción
El análisis de los vientos debe permitirnos seguir la evolución temporal y
geográfica de los contaminantes que hayan sido dispersados en la atmósfera
en ese u otro lugar. Ese mismo análisis junto con el conocimiento general del
comportamiento de la baja atmósfera permitirán predecir el momento en el que
es más probable que ocurran precipitaciones. Este último es un fenómeno
meteorológico de gran importancia: limpia la atmósfera y contribuye a mantener
un nivel de humedad en el suelo.
Las masas de aire adquieren velocidad al estar sometidas a una aceleración y
ésta es el resultado de todas las fuerzas aplicadas sobre las masas de aire
cuando se encuentran en un sistema de referencia inercial. Sin embargo, los
vientos (magnitud de la velocidad y dirección) se miden en un sistema de
referencia acelerado, la superficie del suelo, lo cuál introduce un elemento
adicional en el cálculo de la aceleración relativa al suelo. Además de las
fuerzas reales sobre la masa de aire hay que introducir el efecto del giro de la
Tierra, el efecto Coriolis.
Entre las fuerzas reales tendremos que incluir necesariamente a la fuerza
centrípeta, responsable del cambio de la dirección del viento para que este siga
trayectorias curvas alrededor de la Tierra o en torno a un eje de giro
perpendicular al suelo. Estas fuerzas centrípetas dependen de la distancia al
eje de giro y de la velocidad.
Para ayudarnos a analizar las velocidades del aire conviene utilizar un sistema
de referencia local, con una dirección en la vertical del lugar (eje z, positivo
hacia arriba); una dirección a lo largo del meridiano (y, positivo hacia el polo); y
una dirección a lo largo del paralelo (x, positivo hacia el este).
Figura 4.1a. Ejes cartesianos adoptados comunmente en al análisis
meteorológico.
Las velocidades según esos tres ejes se suelen denominar w (vertical), v
(meridiana); u (zonal, a lo largo del paralelo).
115

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
En términos generales, la fuerza por unidad de masa sobre el aire se puede
descomponer en tres categorías:
a) Efecto del campo gravitatorio y sistema de referencia acelerado
Las masas de aire están sometidas a la atracción hacia el centro de
gravedad de la Tierra lo que las somete a una fuerza por unidad de masa
de g en la línea que les une con el centro de la Tierra (hacia ese centro). Al
estar en un sistema de referencia acelerado (velocidad angular Q)
aparecen dos nuevos términos que se miden en unidades de m/s2 : an y el
llamado efecto Coriolis 2 • Q x V (producto vectorial entre la velocidad del
aire y la velocida angular de la rotación de la tierra). (Ver práctica 5.)
g = — g k ; an= — Q2 ■R k ¡ Coriolis 2 • Q x V ; H = 0 (0 , cosA., senA,)
de las tres, la última depende de cuál sea la magnitud y dirección de la
velocidad del aire y es perpendicular a esa dirección provocando un giro hada
direcciones precisas.
Figura 4.1b Componentes del vector velocidad angular.
Efectuemos el producto vectorial para descubrir que las componentes del
efecto Coriolis desvían sistemáticamente las trayectorias en el HN hacia la
derecha (y las del hemisferio Sur hacia la izquierda).
2 • O x V= 2
i j k
0 O cosA, QsenA.
u v w
2 i O w cosA.+ 2 j Q u senA, + 0 — 2 k O u cosA, — 2 i Q v senA. — 0
por tanto 2 0 x V = (2 0 w cosA, — 2 0 v senA., 2 0 u senA., — 2 0 u cosA.)
El término 2Q w cosA., se desprecia al ser w mucho más pequeño que u y v. El
término 2 k O u cosA, tiene dirección vertical, por lo que el efecto de Coriolis
sobre las trayectorias en el plano 2 0 x V | x,y =— 2 i O v senA,+ 2 j O u senA.
Por lo que -2 0 x V | x,y = (2vQ senA., - 2uO senA.)
a 2 0 senX = f se le llama en ocasiones ‘parámetro de Coriolis’.
116

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
b) En los fluidos las fuerzas se sustituyen por las presiones (fuerza por
unidad de superficie).
Analicemos en primer lugar la aceleración que produce una diferencia de
presiones a lo largo de una distancia horizontal.
Si una parcela de aire está sometida por dos de sus caras paralelas a una
diferencia de presión, sentirá el efecto de una fuerza neta.
P
!x+-4x
Figura 4.2 Gradiente de presiones.
2 F = Fx— Fx + dx= (Px — Px + dx)dy- dz = — dP/dx ■dx ■dy • dz
como la variación de la presión en la dirección x se puede expresar por medio
de la pendiente de la recta
( P x - P x + dx) = -(¿P/<9x)-dx
y el volumen de la parcela que consideramos vale dx ■ dy • dz = dm/p, por
tanto la fuerza valdrá
Z T = — dm/p ■dP/dx;
como la presión puede variar en las tres dimensiones la expresión anterior se
convierte en un gradiente.
— 1/p • VP = — 1/p ■(dP/dx i + dPIdy j + <9P/3z k) ; en la que el término dP/dz k
no interviene en los movimientos horizontales
c) Las fuerzas de rozamiento tienen un sentido contrario al movimiento.
En los fluidos estas fuerzas se deben al roce entre dos capas de aire en
contacto y a diferentes velocidades. Su magnitud depende del ritmo al que
cambia la velocidad del aire con la altura según la expresión de Newton.
Fr = 1/p • (p ■d2uldz2) donde p es el coeficiente de viscosidad dinámico.
En estas consideraciones dinámicas de carácter general no debemos olvidar
que:
- La presión sobre un fluido es una magnitud escalar. El valor de la presión en
un fluido es independiente de la dirección (principio de Pascal).
117

DOCUMENTOS DE TRAB/LJO
- Las grandes masas de aire que se mueven en espirales en los sistemas
sinópticos tienden a conservar el momento angular respecto del eje de giro
perpendicular a la superficie. La consideración de este hecho lleva al concepto
de vorticidad.
El cambio de la velocidad del aire medido respecto a la superficie viene
dado por la expresión
dV/dt = — 1/p ■VP — 2Í2 x V + (g + Q2 ■R) + Fr
Efecto Coriolis sobre las trayectorias
Para terminar esta introducción a la dinámica de la troposfera vamos a poner
de manifiesto como afecta el efecto Coriolis al aire que se mueve en diferentes
supuestos.
a) Viento del Norte (u = 0, v < 0 , w = 0)
la aceleración de Coriolis será aCo = — (— 2 Ov senA., 0, 0)= — 2Q|v|sen X i. La
masa de aire adquirirá una componente zonal en dirección negativa (hacia el
Oeste).
b) Viento del oeste (u, 0, 0) aCo = — (0, 2Q u sen X , — 2Q u cosA.) = — 2Q
u sen X j + 2D. u cosA. k su velocidad adquirirá una componente meridiana hacia
el sur (v < 0).
c) Aire ascendente (0, 0, w) aCo = — (2 0 w cosA,, 0, 0) = — 2 0 w cosA, i su
velocidad adquirirá una componente zonal hacia el oeste ( u < 0).
4.2 Órdenes de magnitud de las aceleraciones típicas en la atmósfera
En muchas ocasiones no es necesario considerar todos los términos de la
expresión correspondiente a la aceleración relativa a la superficie, ya que sus
órdenes de magnitud son dispares y en diferentes ocasiones hay términos que
se anulan. En lo que sigue empezaremos por no considerar la fricción con la
superficie, lo que implica que nuestro análisis se sitúa por encima de la capa
límite planetária. Vamos a descomponer la aceleración según los tres ejes que
hemos adoptado y a indicar los valores típicos de cada término.
d/dt u = 2 Q v sen X — 2Q.W co sX — 1/p • dP/dx ; zonal
10-4 m/s2 1 t r 3 10“ 5 10-3
d/dt v = — 2Qu sen X — 1/p- 3P/3y meridiana
1CT4 10-3 10-3
d/dt w = 2Q u cosX + g — 1/p • 3P/3z vertical
10-6 10-5 10 10 m/s2
118

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En la velocidad zonal podemos despreciar el término 2Qw cosX que es dos
órdenes de magnitud inferior a los otros dos términos. En la velocidad
ascensional se puede despreciar el término que depende de la velocidad zonal
u salvo cuando la atmósfera está en equilibrio hidrostático en el que los dos
últimos términos son iguales.
4.3 Movimientos horizontales. Vientos geostróficos, de gradiente y
ciciostróficos
Viento Geostrófico
Casi todas las trayectorias de las masas de aire a nivel sinóptico se pueden
estimar con facilidad utilizando los mapas meteorológicos de superficie y de
altura. La trayectoria de los contaminantes se pueden trazar asumiendo que
están incluidos en una masa de aire que sigue en cada momento el viento
geostrófico.
Por encima de la capa de la atmósfera influida por el rozamiento con la
superficie (aproximadamente 0.5-1,5 km), el flujo horizontal de la atmósfera
tiende a ser uniforme sin saltos abruptos. En ausencia de fuerzas provenientes
de efectos de la curvatura del flujo o de efectos térmicos, el movimiento
uniforme implica que el viento está soplando como resultado del equilibrio de
dos fuerzas: el gradiente de presiones y el efecto Coriolis. El movimiento del
aire bajo esas fuerzas equilibradas se conoce como viento geostrófico.
Una parcela de aire inicialmente en reposo, sometida a un gradiente de
presiones, experimentará una fuerza que provocará una aceleración desde las
altas presiones a las bajas presiones.
Figura 4.3. Establecimiento del viento geostrófico, desde la aparición de un
gradiente de presiones (a la izquierda) hasta que se logra, horas más tarde el
equilibrio geostrófico (derecha).
La parcela de aire iniciará el movimiento; a medida que adquiera velocidad, a
un observador sobre la Tierra le parecerá que sufre una fuerza a 90° de su
dirección de movimiento cuya magnitud es proporcional a su velocidad. La
parcela de aire continuará acelerándose hacia la región de bajas presiones,
bajo la influencia del gradiente de presiones, y el efecto Coriolis seguirá
aumentando de magnitud a consecuencia del aumento de velocidad.
Finalmente el efecto Coriolis tendrá la magnitud suficiente como para equilibrar
119

DOCUMENTOS DE TRABAJO
al gradiente de presiones y por tanto la parcela de aire se moverá a velocidad
constante (módulo) siguiendo una trayectoria paralela a las líneas isóbaras, es
el viento geostrófico.
El efecto del rozamiento sobre la velocidad del viento es especialmente
importante en los primeros kilómetros de la atmósfera. El rozamiento actuará
en dirección contraria a la dirección del viento disminuyendo la magnitud de la
velocidad; como consecuencia se reducirá el efecto Coriolis, estableciéndose
un nuevo equilibrio como el mostrado en la figura 4.4. El gradiente de presiones
estará ahora equilibrado por la resultante entre el efecto Coriolis y la fuerza de
rozamiento. El resultado global es la presencia de una pequeña deriva o
desplazamiento del aire a través de las isóbaras hacia la zona de bajas
presiones.
Figura 4.4. Viento en superficie debido al balance geostrófico. La existencia de
una fuerza de rozamiento da lugar a que el viento atraviese las líneas isóbaras
hacia la baja presión.
El efecto del rozamiento en la disminución de la velocidad de! viento es mayor
sobre la superficie del suelo, en donde el ángulo entre las isóbaras y la
dirección del viento típicamente es de 30°. Este ángulo se redüce a 20° a
aproximadamente 300 metros de altura y a 10° a 600 metros, a medida que la
influencia del rozamiento con el suelo va disminuyendo, dando lugar a un perfil
de dirección y magnitud del viento llamado espiral de Ekman. Sobre las
superficies oceánicas, donde el efecto del rozamiento es menor, el ángulo entre
las isóbaras y la dirección del viento suele ser de 15°.
Viento de gradiente
Si el viento describe una trayectoria curvada, debe existir una fuerza en
dirección al centro de curvatura, cuyo valor por unidad de masa es v2/R donde
R es el radio de curvatura. Por tanto si existe un gradiente de presiones en
donde las isóbaras se curven, intervienen tres fuerzas: el gradiente de
presiones, la componente Coriolis y la aceleración centrípeta. Al viento
resultante de este equilibrio se llama Viento de Gradiente.
120

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 4.5. Equilibrio y dirección del viento de gradiente. La componente de
Coriolis forma un ángulo de 90° con la dirección de la velocidad.
En torno a una baja presión en el hemisferio norte la componente Coriolis es
algo menor que el gradiente de presiones, ya que la diferencia entre el
gradiente de presiones y Coriolis da lugar a la aceleración centrípeta. Esto
implica que la velocidad del viento es menor que el valor geostrófico: Flujo
Subgeostrófico.
En torno a una alta presión la componente Coriolis debe ser ligeramente mayor
que el gradiente de presiones para que la diferencia de ambas sea el término
centrípeto. En el caso de un flujo anticiclónico, la aceleración centrípeta que
actúa hacia el centro de curvatura es proporcionada por el exceso entre la
componente Coriolis y el gradiente de presiones, dando lugar a velocidades del
viento mayores que los valores geostróficos: Flujo Supergeostrófico.
En la práctica estos efectos están enmascarados por el hecho de que el
gradiente de presiones dentro de un sistema de altas presiones suelen ser
menor que los gradientes que se encuentran en sistemas de bajas presiones.
Estimación del valor del viento geostrófico en los mapas de alturas.
Por definición , el viento geostrófico es aquel en el que el gradiente de
presiones equilibra al efecto Coriolis dando una aceleración resultante nula.
du/dt = f • v — 1/p- <9P/3x ;
dv/dt = — f • u — 1/p • dP/dy
f = 2 Q. senA parámetro de Coriolis
por lo tanto Vg implica : f • v = 1/p • dP/dx ; f ■u = — 1/p • dP/dy
para calcular el módulo de la resultante elevamos al cuadrado y sumamos
121

DOCUMENTOS DE TRABAJO
f ■Vg = 1/p • dP/<3n ; Vg = (u2 + v2)1/2 ; dP/dn = [(dPIdx)2 + (d Pld y f]V2
En la figura 4.6 se muestra una región en donde se identifican dos isóbaras p y
p + dp en la que existe un gradiente horizontal de presiones hacia la derecha.
Figura 4.6 Gradiente horizontal de presiones a distintas alturas.
En la posición ‘a’, la diferencia de presiones entre ambas isóbaras, dp, puede
relacionarse con la altura relativa entre ambas isóbaras por medio de la
ecuación del equilibrio hidrostático dp = p- g • dz
dp = p g • dz -> <9P/<9n = p- g • dz/dn -> 1/p • dPIdn = g • dZpldr\
expresión que nos proporciona el gradiente de presiones por unidad de masa
en función del gradiente horizontal de alturas de las superficies isobáricas.
f-Vg=1/p-dP/3n -» f ‘ Vg = g • <9Zp/dn Vg = g/f • dZpIdn
Ejercicio 1
¿Cuál es el gradiente de presiones necesario para mantener un viento
geostrófico de 30 m/s en la superficie de la tierra a 45° N?
E l vie n to g e o s trófíco e s e l v a lo r que e q u ilib ra e l g rad ie n te de p res io n e s co n e l
e fe c to C o rio lis
s i f = 2 ■Ü • se n X es e i p a rám e tro de C o rio lis p a ra i a la titu d X = 4 5 ° y
Q = 2 n /(24 h ■3 6 0 0 s/h ) = 7 .2 7 ■ 10~5 ra d /s ia v e lo cid a d a n g u la r de ia Tierra,
f - Vg = 1/p ■ SP/dn ;
f - Vg ■p = dP /dn = 1.2 kg/m 3 ■3 0 m /s ■ 1.028 ■ K T 4 = 3 .7 ■ 10~3 P a /m = 3 .7
P a /km
SP/dn = 0 .3 7 kP a /1 0 0 km .
122

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Ejercicio 2
En la superficie isobárica de 70 kPa a una latitud de 45° las isohispas de 3300
m y 3500 m de altura geopotencial están a 1000 km de distancia, ¿Cuál es la
magnitud del viento geostrófico?
P a rtie n d o de la e cu a ció n d e i e q u ilib rio h id ro s tá tic o dp = p ■g ■ d z po d e m o s
e s tim a r i a va ria ció n de i'a p res ió n co n Ja d is ta n c ia ‘n ’ a p a rtir d e ia va ria ció n de
i a a ltu ra de i a s u p e rfic ie is o b á ric a co n ia d is ta n c ia ‘n ’:
dp = p - g ■d z ; -> dp/dn = p ■g ■dz/dn ;
d iv id ie n d o a m b o s m ie m b ros de ia ig u a ld a d a n te rio r p o r ia d e n s id a d
o b te n e m o s:
f ■ Vg = 1/p • dP /¿n ■g ■= f ■ Vg = g ■dZ70o /d n ; f = 2 ■O ■se n Á = 1.028 ■ 1CT4 ;
dZ 700/d n = (3 5 0 0 -3 3 0 0 )/1 (f = 2 ■ 10—4
Vg = g /f ■dZroo/dn = 9 .8 1 /1 .0 2 8 ■ K T 4 ■2 ■ 10~4= .
19.0rrVs
Ejercicio 3
En la baja troposfera, donde la densidad del aire es 1 kg.m- 3 , cúales son los
vientos geostróficos asociados con un gradiente horizontal de presión de 5
mbar por 100 km en la latitud X= 6 0 ° , X = 3 0 ° , X = 5o.
d p /d n = 5mb a r/1 0 0 km ; f = 2 Q ■se n X;
f60o = 1.259 ■ 10 ; f 30 ° = 7 .2 7 ■ 10~5 ; f 5o = 1.26 ■ 1CT5 . •
¿)p/dn = (5m bar/1013m bar/atm ) ■1CP Pa/atm ■1/1( f m = 4.93 ■10~3 Pa/m
f ■ Vg = 1/p ■S P /d n ; Vg 6o0 = 3 9 .2 m /s ; Vg 30° = 6 7 .8 m /s ; Vg 5° = 3 8 5 .3 m /s ;
E s te ú ltim o v a lo r e s m u y p o c o rea lis ta . A e sa s la titu d e s X = 5 o e i vie n to en
lu g a r de s e r g e o s trófic o e s c icio strófico .
Ejercicio 4
Repetir los cálculos del ejercicio anterior para la alta troposfera donde la
densidad del aire es de 0,25 kg • m—3. Encontrar la pendiente de las superficies
isobáricas en cada caso.
C uando p = 0 .2 5 kg/m 3 , Vg = 1/(p ■f) ■dP /dn = 1.972 ■ 1Q~2/ f , s u s titu y e n d o io s
va lo res o b te n id o s e n e l e je rc ic io a n te rio r p a ra e i p a rám e tro de C o rio lis :
Vg 6o° = 156.6 m /s ; Vg 30° = 2 7 1 m /s ;
dz/dn = tg a = 1/(p- g) • dp/dn
123

DOCUMENTOS DE TRABAJO
p = 0.25 kg/m3 ;
tg a = 1/(0.25 ■9.81) • 5/1013 ■105/105 = 2.01 ■10-3 = 201 m/100 km
para el nivel del suelo
p = 1 kg/m3;
tg a = 1/(1 • 9.81) • 5/1013 • 105/105 = 5.03 • 1CT4 ; <9z/dn = 50m/100 km
Vientos ciclostróficos
A bajas latitudes o en las circulaciones muy localizadas es el propio gradiente
de presiones quien proporciona la aceleración centrípeda, se denomina viento
ciclostrófico y es el que se encuentra en huracanes y tornados. El viento
ciclostrófico es igual al gradiente de presiones dividido por la densidad;
magnitud del viento ciclostrófico V2/R = 1/p • dPIdn).
4.4 Movimientos verticales en las proximidades de los frentes
A una zonal frontal se le asocia normalmente movimientos verticales de masas
de aire en sus proximidades. La convergencia a nivel del suelo es esencial para
la formación y mantenimiento de un frente agudo. Por otro lado, a la
convergencia a nivel del suelo se le asocia un movimiento ascendente que
origina la formación de nubes resultantes del enfriamiento producido por la
expansión adiabática, siempre que el aire ascendente esté lo suficientemente
húmedo. Por lo tanto un frente agudo será un frente activo en el sentido que
llevará asociado el espesamiento de nubes y, eventualmente, precipitación.
El sentido del aire cálido en el movimiento vertical permite distinguir dos tipos
de frentes:
Anafrentes: el aire caliente asciende en relación con la zona frontal.
Katafrentes: el aire cálido se hunde.
Muchos frentes reales pueden tener frentes ‘ana’ y ‘kata’ en diferentes niveles o
en diferentes lugares del frente.
Recientemente, por medio de imágenes Doppler de Radar, se han realizado
estudios detallados del movimiento del aire en sistemas lluviosos, destacando
de estos estudios el concepto de 'Cinturón de turbonada' (Conveyor Belt).
124

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 4.7 Movimientos verticales en la proximidad de frentes
Este Cinturón de mal tiempo es un flujo de aire bien definido, de
aproximadamente 100 a 1000 km de anchura y un kilómetro de profundidad
que comienza en los niveles bajos paralelamente al frente frío, antecediéndole.
Asciende gradualmente a medida que se acerca a la superficie del frente
cálido, girando a la derecha a medida que fluye por encima de la superficie
frontal, hasta convertirse en casi paralelo al frente.
En la figura 4.7 observamos al cinturón de turbonada ascendiendo desde los
900 mb a los 500 mb (es decir de 1 a 5 km), el flujo de baja altura por delante
del frente cálido desciende desde 700 a 900 mb (de 3 a 1 km) y el flujo a media
troposfera que desciende ligeramente desde 600 mb a aproximadamente 500
mb (5 a 6 km).
La velocidad ascensional es de 10 cm • s ~ 1 pero con una variabilidad
mesoescalar significativa. Las regiones de velocidad vertical más elevadas
asociadas con precipitaciones máximas son del orden de 20 a 30 km de
anchura, alineadas paralelamente al frente frío en el interior del sector cálido, y
paralelos al frente cálido antes de que este pase (antecediéndoles).
4.5 Vientos horizontales en altura. Concepto de Viento Térmico
El conocimiento del viento en niveles muy por encima del suelo resulta
importante para el estudio del desarrollo de depresiones y anticiclones. De la
misma forma que se dibujan las isóbaras a nivel del mar sobre un mapa de
superficie, se puede trazar el campo de isóbaras a una altura determinada o, lo
que resulta equivalente, a las alturas de la atmósfera para una presión
determinada. Normalmente esas superficies isobáricas corresponden a 700,
500, 300, 200 y 100 mb, que están situadas aproximadamente a las siguientes
alturas sobre el nivel del mar: 3000, 5500, 9000, 12000 y 16000 m. La altura a
125

DOCUMENTOS DE TRABAJO
la que se encuentra determinada presión se calcula a través de la temperatura
que indique la sonda aerológica a esa presión por medio de la ecuación de
Laplace.
La figura 5.8 representa el mapa de 300 mb con isopletas cada 60 m. Como
puede verse , el viento se dirige siguiendo las líneas de contorno dejando las
alturas más bajas a la izquierda en el Hemisferio Norte. Las velocidades son
directamente proporcionales al gradiente del contorno.
Figura 4.8 Isóbaras a 300 mb mostrando el vector viento y el chorro polar.
Por encima del suelo los vientos suelen tener una magnitud mayor que sobre la
superficie. En ocasiones existen corrientes de aire de anchura horizontal no
superior a 100-150 km, en donde la velocidad es elevadísima. Estos cinturones
de vientos muy fuertes se llaman ‘corrientes en chorro’.
V iento Térm ico
El gradiente horizontal de presiones suele incrementarse a medida que
aumenta la altura desde el suelo, lo que origina un aumento de la velocidad del
viento geostrófico con la altura. A la diferencia de los vectores velocidad
geostrófica entre dos superficies isóbaras se le llama ‘viento té rm ic o ’.
126

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
C a l
fflL 0JL_ EomwHor
ir
Corr» £w.\¡l Wa cUor^o
C¿Wdtf
\
\
t i
r
F«s\0 V ^ \
\
\
VW\£OaaV<^
T t& T
Figura 4.9 Masas de aire cálidas y frías.
Magnitud y dirección del viento térmico.
En los frentes existe a menudo un cambio significativo en la dirección del viento
entre la parte próxima a la superficie y la situada en la alta troposfera. De
acuerdo con la expresión vectorial (que no deduciremos), el gradiente
horizontal de temperaturas es perpendicular al vector diferencia entre los
vientos de baja altura y los de elevada altitud. Para examinarlo cualitativamente
seguiremos el siguiente razonamiento.
Supongamos una masa de aire frío próxima a una masa de aire caliente y una
zona frontal definiendo la frontera entre ambas. En la superficie del suelo, la
diferencia de presiones entre ambas zonas es muy pequeña a través del frente,
sin embargo, la diferencia de presiones se agudiza a medida que se sube de
altura. Esto es debido a que al ser el aire frío más denso que el aire cálido, la
presión disminuye antes con la altura en el lado de la masa de aire frío que en
la masa de aire cálido; para lograr la misma disminución de presión en la masa
de aire cálido es imprescindible considerar una zona de mayor espesor que en
el aire frío. Por ello, a una altura determinada, la presión es mayor en la zona
de aire cálido que en la de aire frío. Este gradiente horizontal de presiones
acelera la masa de aire desde la zona de aire cálido a la zona de aire frío. El
efecto Coriolis desvía la dirección del viento de modo que sople paralelo a las
isotermas dejando el aire frío hacia la izquierda respecto de la dirección del
viento térmico.
En resumen, el viento térmico 'sopla' paralelo a los frentes de modo que el aire
frío esté a la izquierda del movimiento de aire.
En el hemisferio Norte la temperatura media baja se sitúa a la izquierda cuando
nos colocamos de espaldas al viento geostrófico. Se denomina viento térmico
porque conecta la temperatura y el viento geostrófico.
127

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Ejercicio 5
Aplicar la fórmula del viento térmico para el caso de un frente bien definido con
un gradiente isobárico de temperatura de 5o C cada 100 km, en una capa de
aire de 1 km de espesor con temperatura promedio de 250 k, en una latitud
donde el parámetro de Coriolis f = 10-4 s ~ 1. Encontrar el aumento de la
velocidad geostrófica a lo largo del frente , desde el suelo hasta el final de la
capa considerada.
9
Vg2 — V g i = ------ ' [ dZp2/d n — d Z p Z d n ]
f
Vg2 — Vg1 g
------------------ ¿fT/Sn
(Zp2 — ZP l) f-T
Vg2 — V g /1 0 * m = 9.8 1 m /s/(10 ~ ^ s ~ 1 ■2 5 0 K ) ■5 K / 1 ( f m
Vg2 — Vg1 = 19.6 m /s
E l vien to té rm ico n o s in d ic a la d ife ren c ia de ve lo cid a d e s g e o s trófic a s e n tre d os
n iv e le s iso b á rico s
4.6 La dispersión local de contaminantes y el transporte transfronterizo
El transporte de contaminantes a larga distancia
En temas anteriores hemos examinado la influencia de la estabilidad
convectiva en la dispersión local de contaminantes. Pero los contaminantes en
determinadas condiciones meteorológicas pueden salir del área donde fueron
producidos y viajar por la atmósfera, propulsados por el viento, decenas,
centenas e incluso miles de kilómetros. Durante el trayecto, los contaminantes
pueden sufrir reacciones químicas y convertirse en contaminantes secundarios
o desaparecer de la atmósfera por deposición seca (al entrar en contacto con el
suelo) o deposición húmeda (al infiltrarse dentro de las gotas de lluvia),
procesos que ocurren cuando la masa de aire sigue estando en la troposfera.
Las zonas afectadas están siempre «viento abajo» de las fuentes, y es posible
seguir cualitativamente las trayectorias seguidas «a posteriori» utilizando los
mapas de superficie y altura de los Boletines Meteorológicos que edita el INM.
Sin embargo también hay contaminantes primarios muy poco reactivos, con un
tiempo de residencia muy elevado; estos entran a formar parte de la circulación
general atmosférica y con el tiempo se introducen en la célula de Hardley. Los
contaminantes no reactivos que alcanzan la circulación intertropical en algún
momento se verán alzados a la tropopausa ecuatorial vía zona de
convergencia intertropical y desde ahí cambiar de hemisferio o escapar a la
baja estratosfera. De este modo los contaminantes no reactivos, p. e CFCs y
128

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
N20 se trasladan desde sus fuentes en el hemisferio Norte industrializado
hasta la estratosfera antártica y ártica.
La trayectoria seguida por los contaminantes puede evaluarse utilizando los
mapas meteorológicos de la zona de llegada y los mapas de altura de fechas
anteriores a la llegada del contaminante. Para ello, al detectar un contaminante
en un lugar, hay que asegurarse primero que este acontecimiento coincide con
una situación de divergencia en superficie en el punto y hora de llegada, para
poder atribuirla a contaminación generada en otro lugar. Si siguiésemos al
contaminante en días anteriores deberíamos describir una línea en el mapa
geográfico que indicase por donde ha pasado el contaminante desde la fuente
al sumidero. Si esta línea se traza desde el sumidero invirtiendo el tiempo la
metodología se llama «retrotrayectorias».
Para elaborar la retrotrayectoria se asume que la masa de aire ha seguido en
las ultimas 6 horas el viento geostrófico que marcan las isóbaras del lugar de
llegada, localizando así la posición de los contaminantes 6 horas antes. En el
mapa meteorológico - 6 horas, se localiza la posición; volvemos a suponer que
el viento geostrófico que indica ese mapa en esa posición es el que ha
transportado hasta ahí a la masa de aire. Con esta información calculamos la
posición — 12 horas en el mapa meteorológico correspondiente y seguimos
calculando la trayectoria en sentido contrario cada seis horas hasta la posición
de la supuesta fuente. En el mapa meteorológico de la supuesta fuente deberá
existir una convergencia a nivel de superficie, para poder atribuirle una relación
causa-efecto mediado por el transporte por la atmósfera.
Analicemos con esta sencilla metodología las trayectorias que pudieran haber
seguido el escape radioactivo de la incineradora de Acerinox en Los Barrios el
30 mayo 1998 que dieron lugar a protestas por parte de las autoridades
ambientales italianas y francesas.
129

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Figura 4.10 Retrotrayectoria de contaminantes utilizando los mapas de
superficie 18h 30/5/98; 06h 31/5/98; y los mapas de 850 mb 12h del 31/5/98;
12h del 1/6/98; 12h del 2/6/98; 12h del 3/6/98
Calculando la distancia recorrida cada seis horas como el viento geostrófico
inicial, multiplicado por 6 x 3600 s, se va describiendo el desplazamiento en
ese intervalo. En el mapa de altura o superficie correspondiente al nuevo
tiempo se calcula la velocidad geostrófica en el punto de llegada del primer
tramo. Con la nueva velocidad se calcula el desplazamiento (siempre paralelo a
la isóbara más próxima) en el siguiente intervalo temporal.
A falta de información precisa sobre el momento de llegada de los
contaminantes a Italia y Francia, no tenemos otra alternativa que utilizar el dato
relativamente preciso de la fecha de emisión y establecer las trayectorias hacia
delante.
Para estos análisis hemos supuesto que la atmósfera en el momento de la
emisión tenía las características reflejadas en el mapa de superficie de las 18h
del 30 mayo 1998. En el mapa de 300 mb del mismo día comprobamos que la
Corriente en Chorro está al Norte de Los Barrios, relativamente próximo, esta
circulación en altura puede producir zonas de divergencia y convergencia en la
superficie.
Utilizando el mapa de las 06h del 31 mayo, desde el final del primer tramo,
entre Málaga y Melilla, continuamos con la misma velocidad (la situación en el
130

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
mapa parece corresponder a un pantano barométrico) hasta alcanzar a las 12h
del 31 mayo una posición al Sur y al Este del Cabo de Gata. En el tiempo
transcurrido desde la emisión, con una débil convergencia podrá haber
alcanzado los 1500 m de altura, correspondiendo al mapa de 850 mb.
En las 12 horas siguientes recorre en la superficie de 850 mb, 320 km con un
viento geostrófico de 7.4 m/s, situándose la masa inicial en el centro del
triángulo Argel-Cartagena-Mallorca.
El 1 de junio 1998 a mediodía el viento geostrófico es de 6.2 m/s recorriendo
con él 534 km al Este situándose el 2 de junio al Oeste de norte de Cerdeña
(Alguer). El nuevo viento geostrófico es de 5.3 m/s con el que recorren 461 km
en 24 horas situándose el Noreste de Córcega a mediodía del 3 de junio 1998.
En esa posición posiblemente se esté desarrollando una subsidencia
importante al estar en los flancos de un anticiclón en desarrollo.
Entre las 18:00 del 3 junio y las primeras doce horas del 4 de junio parte de la
masa de contaminantes haría impacto en el suelo entre Florencia y Roma.
Este caso ha sido examinado por un equipo de expertos (I. Palomino, F. Martín,
S. Nuñez, J. Gutiérrez «Aplicación de un modelo de trayectorias de masas de
aire contaminadas incidente Acerinox». Radioprotección n.° 21, vol. Vil, 1999,
p3).
Sondeo 31 mayo 98, 00Z Gibraltar
Presión
i r *
Altura
tem peratura
celeridad
Viento
dirección
Viento
gradiente
am biental
estabilidad
1016 mb 4 m 15,6°C 30km/h W -0.0075 Estable
1000 mb 137 m 14.6°C 27 km/h W -0.005 Estable
978 mb 325 m 13,6°C 26 km/h w -0.002 Estable
973 mb 368 m 13,5°C 26 km/h w -0.002 Estable
944 mb 622 m 12,8°C 27 km/h w +0.002 Inversión
934 mb 712 m 13.0°C 27 km/h w +0.002 Inversión
925 mb 793 m 13,2°C 30 km/h w
Los contaminantes impregnados de núclidos radioactivos tuvieron que
trasladarse por los vientos del Oeste a las velocidades que correspondan a la
altura efectiva de la chimenea, en una estrecha capa de aire con una
turbulencia muy atenuada. La imagen de esa emisión de contaminantes
corresponde a lo que hemos llamado pluma en abanico en el tema 3. En esa
situación atmosférica, la dilución es mínima y únicamente en horizontal, y aún
así escasa, dada la baja turbulencia que prevemos.
131

D O C U M E N T O S DE TRABAJO

TEM A V.
LA C IR C U L A C IÓ N A ESCALA PLANETARIA
5.1 Estructura espacial de la circulación en la atmósfera
En muchos lugares hemos tenido la ocasión de observar que los vientos tienen
una dirección preferente que puede cambiar estacionalmente o persistir a lo
largo del año. Esto indica que, en el período de tiempo que consideremos, las
incesantes variaciones de dirección de los vientos asociados a los sistemas
meteorológicos no se anulan y existe un promedio con una dirección
determinada.
Por ejemplo, en latitudes medias, el viento de superficie tiene un pronunciado
sesgo del Oeste (procede del oeste), los vientos en esta dirección son mucho
más frecuentes que los que proceden del Este.
Cuando se promedia el flujo en una posición determinada, en períodos de
tiempo mayores que los correspondientes a la duración de los sistemas
meteorológicos de mayor duración (en la práctica, al promediar al menos
durante un mes), a menudo queda una velocidad residual en una dirección
concreta. La distribución global de estos residuos define el flujo medio mensual,
estacional o anual según sea el intervalo temporal utilizado en el promedio.
Consideraremos ahora la circulación general en la troposfera y en la baja
estratosfera. El flujo medio es horizontal en todas partes, salvo a nivel del suelo
en las proximidades de orografías con pendientes muy pronunciadas (como
veremos en capítulos posteriores).
Gran parte de las características del flujo horizontal medio se pueden apreciar
en las secciones meridianas siguientes, figura 5.1. Los promedios zonales y
estacionales están representados en m/s. Las regiones con vientos del Este
están rayadas siendo el resto de componente Oeste. Las unidades de presión
son 100 mb.
*wi 100 íw L *
Figura 5.1 Vientos promedio en el Hemisferio Norte (m/s). Zonas rayadas
corresponden a vientos del Este. Verano (izquierda) e Invierno (derecha).
135

DOCUMENTOS DE TRABAJO
A lo largo de la troposfera en latitudes altas y medias predomina un viento del
Oeste en el hemisferio Norte. Los vientos a nivel de superficie (1000 mb) en
latitudes medias son del Oeste lo que concuerda con nuestra experiencia
diaria, pero a mayores alturas en la troposfera los vientos de componente
Oeste son más extensos y mucho más intensos, teniendo las velocidades
máximas entre 200 y 300 mb.
En invierno existe un máximo principal de la velocidad del viento del Oeste, en
la alta troposfera al norte del trópico, con velocidades de 40 m/s. En verano el
máximo está más atenuado y está desplazado hacia el polo. En ambas
estaciones un brazo del fuerte viento del Oeste se extiende hacia el polo desde
latitudes medias en la alta y media troposfera.
5.2 E stru ctu ra espacial de los sistem as b áricos
En los mapas hemisféricos de superficie, al representar las presiones se
observan unas estructuras casi permanentes: la zona de convergencia
intertropical, anticiclones subtropicales y bajas presiones subpolares.
Los anticiclones subtropicales se sitúan a - 30° N y 30° S. A partir del centro de
los anticiclones hacia el Este se producen extensas zonas de aire estable en
subsidencia. En esos lugares, cuando coinciden con zonas continentales, a
nivel del suelo, tenemos los grandes desiertos (Sahara, Sonora, etc).
Sin embargo, en el lado oeste de estos anticiclones la subsidencia es menor y
el aire es menos estable y más húmedo por realizar trayectorias sobre los
océanos. Por ello en esas zonas de los anticiclones existen más nubes y
precipitaciones.
En el interior de los anticiclones los vientos en superficie son de menor
magnitud o en calma en áreas muy extensas (Zona de calma chicha de la que
hablaban los navegantes de las galeras y otras embarcaciones a vela).
En el HN las masas de aire en superficie que divergen del anticiclón tienen la
dirección de las agujas del reloj (mov. anticiclónico) y dan lugar al norte del
anticiclón a los vientos del Oeste, y al sur a los vientos del Este llamados
vientos Alisios.
La meteorología más activa se produce en la Zona de Convergencia
InterTropical. La posición media de la ZCIT corresponde a la latitud donde la
temperatura media del suelo es más elevada (ecuador térmico).
Por último al acercarnos a los polos nos encontramos con las bajas presiones
subpolares. La baja presión de las islas Aleutianas (Alaska, Pacífico Norte) y la
baja de Islandia (Atlántico Norte), son zonas en las que convergen los vientos
del Oeste de latitudes medias con los vientos polares del Noreste.
En las zonas de encuentro entre las masas de aire polar y las masas de aire
tropical se encuentran los frentes polares. En el HN, el fre n te polar es
136

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
discontinuo a lo largo del hemisferio, en algunas zonas está bien definido y en
otras nó, en estas últimas apenas se aprecia una diferencia de temperaturas
entre las dos masas de aire. Por el contrario en el Hemisferio Sur los vientos de
latitudes medias (Noroeste) y los polares (Sureste) convergen en un cinturón
cuasi-continuo de bajas presiones que rodea al continente Antártico.
Entre estos sistemas báricos circula la atmósfera trasladando energía térmica
desde la ZCIT hasta los polos y desde el nivel de mar a la alta atmósfera. Gran
parte de esa energía se moviliza en la Célula de Hardley.
5.3 La célula de Hadley y la co rrie n te en c h o rro su b tro pica l
A los vientos superficiales de la baja troposfera entre los trópicos se les llama
Alisios (en inglés Trade Winds), figura 5.2. Estos vientos del comercio eran
llamados de esta manera debido a que su persistencia era tan alta que eran
utilizados sistemáticamente por los barcos veleros de transporte.
A l t a s
E cuador
/\N
V/
\
A ltas
S u e m o fic A ie ó
Figura 5.2 Nivel de superficie en la célula de Hadley . Vientos Alisios y Zona de
Convergencia Intertropical
El promedio estacional del viento hacia el ecuador es de 2 m/s, alcanzando 3
m/s en el hemisferio de invierno. En la alta troposfera también se encuentra un
pronunciado flujo meridiano pero en dirección hacia los polos.
Estos flujos en dirección al ecuador y hacia los polos son los brazos
horizontales de unas enormes circulaciones meridionales (una en cada
hemisferio aunque no excesivamente simétricas respecto al ecuador)
denominadas de Hadley (George Hadley 1735). Cada una de las células se
completa por un sector ascendente en la zona ecuatorial lluviosa y un sector
descendente sobre las áridas zonas subtropicales. La zona en la que
convergen los vientos Alisios opuestos de cada hemisferio se llama Zona de
Convergencia Intertropical (ITCZ); esta convergencia inyecta aire húmedo en
los sectores ascendentes. De forma análoga, la divergencia del flujo en las
137

DOCUMENTOS DE TRABAJO
zonas por donde desciende ei aire desplaza al aire que baja en unas zonas en
las que la presión a nivel del mar es elevada. Se trata del cinturón de altas
presiones subtropicales que coinciden, en los flancos orientales (E) de los
anticiclones subtropicales, con zonas áridas y calientes en ambos hemisferios.
Figura 5.3 Sección vertical de la célula de Hadley. La X dentro del círculo indica
que el viento es del Oeste (hacia el interior de la imagen). A la derecha el
hemisferio Norte, a la derecha el hemisferio Sur
El flujo hacia el ecuador en la célula de Hadley está desviado hacia el oeste en
los niveles más próximos al suelo. En la alta troposfera el flujo meridional está
acompañado por viento zonal aunque en esta ocasión el flujo hacia el este es
bastante más intenso que el flujo hacia el polo, particularmente en la mitad de
la célula próxima al polo, de modo que el resultado es una espiral hacia el polo,
en el cual la parcela de aire rodea la Tierra al menos una vez entre sus
orígenes ecuatoriales y su destino subtropical (Figura 5.3).
Entre los trópicos, los vientos Alisios tienen una marcada componente
meridional (hacia el sur) y componente Este. Las masas de aire al llegar a la
ZCIT ascienden, y a partir de la troposfera media hasta llegar a la tropopausa
se dirigen hacia los polos, adquiriendo progresivamente una componente Oeste
(en el HN) por el efecto Coriolis. Las masas de aire movidas por estos vientos
en altura en su trayecto hada los polos se van enfriando por irradiación
infrarroja a lo largo del trayecto y aumentando por tanto su densidad. A partir
de un momento en ese recorrido, adquieren tal densidad que comienzan a
hundirse en lenta subsidencia hasta llegar al cinturón de anticiclones
subtropicales. En el límite polar de su trayectoria existe una corriente en chorro
dirigida hacia el Este (Corriente en Chorro Subtropical). Esta corriente está
limitada por encima por la tropopausa ecuatorial (~ 18 km), y por debajo, por la
tropopausa de latitudes medias ( - 1 2 km).
Entre los trópicos tenemos por tanto una circulación casi cerrada en la que las
masas de aire pueden tardar 6 meses en com pletar la Célula de Hardley.
138

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Inversión de los Alisios
El aire al descender por los anticiclones subtropicales se comprime
adiabáticamente y disminuye su humedad relativa. Sin embargo, sobre los
océanos tropicales el aire cálido y húmedo se expande y enfría formándose
una inversión térmica en la zona en la que se encuentran al aire subsidente (a
mayor temperatura) y el aire ascendente del suelo (a menor temperatura) a la
misma presión. Dada la estabilidad que proporciona la inversión térmica, en la
zona de los Alisios no se está favoreciendo el desarrollo de nubes convectivas
y precipitaciones. En las imágenes de satélite se detecta una franja sin nubes
altas y medias en el dominio de los Alisios.
La mayor parte de la subsidencia ocurre en los flancos orientales (E) de los
anticiclones, por lo que la inversión de los Alisios se forma en los sectores Este
y Sureste de los anticiclones subtropicales. La inversión de los Alisios está a
mayor altura en la zona central del anticiclón (~ 20 0 0 m) y baja gradualmente
de altura a medida que se acerca a las costas occidentales de los continente
(~ 800 m).
Variaciones estacionales en los sistemas báricos y la célula de Hardley
Los sistemas báricos, el frente polar, los cinturones de viento hemisféricos y la
ZCIT siguen la posición aparente del Sol a lo largo de las estaciones,
desplazándose o intensificándose hacia los polos en primavera y hacia el
ecuador en otoño. La baja Islándica se intensifica en invierno y casi desaparece
en verano.
Los movimientos de la posición de la ZCIT son más acusados sobre la
superficie de los continentes, mientras que sobre los océanos la amplitud del
desplazamiento se limita a 4 grados a lo largo del año (4o N en Abril y 8o N en
septiembre).
Figura 5.4 Posición de la ZCIT en julio y en enero.
139

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Ejercicio 1
Considerando los valores típicos de la circulación del aire en distintas latitudes
(consultar gráfico 5.1), estimar el tiempo que tarda el aire en: a) viajar alrededor
de la Tierra a latitud constante en la vecindad del núcleo de la corriente en
chorro subtropical (~ 40 m/s ; ( X = 30°); b) viajar desde la latitud 30° N hasta la
latitud 10° N con los vientos Alisios de invierno (~ 2m/s). R.: a) 10 dias; b) 13
días.
a) la trayectoria es una circunferencia de radio R¿= 6.4 • 109 m • eos 3 0°;
luego t = 2 • n-Rx / 40 m/s = 870 ■103 s = 10 dias
b) en esta ocasión la trayectoria es un arco del meridiano, cuya longitud
podemos calcular sabiendo a que fracción del meridiano corresponde
20°/365°, la longitud de la trayectoria valdrá
L = 20°/365° ■2 ■ti • R ; t = 2.2 • 106/2 m/s = 1.1 • 106 s = 13 días
5.4 El vó rtic e circum p o la r y los vientos del Oeste en latitudes m edias
En cada hemisferio se puede constatar la existencia de un extenso cinturón de
la troposfera que se mueve del Oeste al Este a grandes velocidades. A este
cinturón se le llama Vórtice Circumpolar, denominación que indica claramente
su continuidad a lo largo de todo el hemisferio.
El Vórtice Circumpolar rota en la misma dirección que la Tierra aunque lo hace
a mayor velocidad. Las máximas velocidades se logran en las partes altas de
las zonas barotrópicas en latitudes media y altas.
Por encima de la troposfera, la velocidad media del viento del Oeste disminuye
de forma acusada en el hemisferio que corresponda a verano, llegando a
convertirse en vientos del Este en todas las latitudes por encima de la
estratosfera media (por encima de 25 km). En el hemisferio que corresponda
invierno, los vientos medios se mantienen del Oeste en todas las latitudes por
encima de los trópicos y aumentan de magnitud con la altura. Al igual que lo
que ocurre en la troposfera a latitudes medias, existe una conspicua asociación
entre baroclinicidad y flujo zonal: el flujo del Oeste aumenta a medida que
subimos por un estrato en el que existe un gradiente de temperatura hacia el
polo y disminuye cuando el gradiente de temperatura se invierte.
La circulación del Oeste en altura en latitudes medias provoca gran parte de la
climatología de las zonas templadas de la Tierra. Los vientos del Oeste: son la
fuente de divergencia horizontal en altura que provoca el desarrollo de ciclones
extratropicales, guían la trayectoria de las tormentas y controlan la advección
de masas de aire y el transporte de energía térmica hacia los polos.
En la troposfera media y alta (por encima de 500 mb) en latitudes medias, los
vientos del Oeste oscilan de Norte a Sur dando lugar a ondas de gran longitud
(entre 2 y 5 longitudes de onda para dar la vuelta al globo) dejando en el lado
Norte bajas presiones y altas presiones al Sur. Se las denomina O ndas Largas
140

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
de Rossby. Estos vientos tienen curvatura anticiclónica en las dorsales y
ciclónica en las vaguadas, produciéndose a su paso zonas de convergencia en
altura por delante de las dorsales y divergencia al salir de las vaguadas.
Figura 5.5 Ondas Largas de Rossby que rodean todo el planeta en una
sucesión de altas y bajas presiones.
El frente polar es una estrecha zona en altura situada entre las masas de aire
relativamente cálidas (al Sur) y relativamente frías (al Norte). Asociado al
gradiente de temperaturas a través del frente, existe una componente
horizontal del viento que fluye a lo largo del frente (paralelo a las isotermas),
este viento se intensifica al ir subiendo de altura y llegar a los valores máximos
muy cerca de la tropopausa, en la llamada Corriente en Chorro Polar. Debido
a la cizalladura del viento (gradiente horizontal de velocidades) se producen
zonas de divergencia en altura por delante y al Norte del chorro polar y por
detrás y al Sur del tramo de mayor velocidad. Encontramos convergencia en
altura detrás del chorro al Norte y delante del chorro al Sur (fig. 5.6), que dan
lugar a movimientos ascendentes de signo contrario a nivel de superficie.
¿ r - .
Figura 5.6 Esquema de la Corriente en Chorro. El cambio de la magnitud del
viento produce zonas de divergencia en altura D (acompañadas por zonas de
convergencia a nivel de superficie) y zonas de convergencia en altura C (que a
nivel de superficie son zonas de divergencia).
141

DOCUMENTOS DE TRABAJO
La asociación de vientos del Oeste con movimientos de aire hacia el polo, así
como la asociación de vientos del Este con movimientos de aire hacia el
ecuador resulta evidente en la circulación de Hadley, y surge como
consecuencia de la rotación de la tierra.
A bajas latitudes, el aire en reposo sobre un mapa geográfico se está moviendo
a 460 m/s en el ecuador (velocidad angular de la Tierra por el radio de giro 2 •
7i/(24h • 3600s ■h~1) y a 402 m/s en el paralelo 30° (R300 = 6300 km ■cos30°),
debido a la rotación de la Tierra. Por ello, el aire que se mueve desde el
ecuador a latitudes más altas tenderá a conservar su cantidad de movimiento
inicial en dirección al Este y por tanto desarrollará una componente Oeste
respecto al mapa geográfico. De hecho las diferencias son mucho mayores que
las que se corresponderían únicamente de la conservación de la cantidad de
movimiento de las masas de aire, porque la magnitud que se conserva es el
Momento Angular, así el aire que inicialmente estaba en reposo en el ecuador
al llegar a la latitud 30° N será un viento del Oeste (respecto del mapa
geográfico) con una velocidad de 134 m/s. Sin embargo el aire raramente logra
moverse distancias tan largas a lo largo de un meridiano.
Este mismo argumento es válido para constatar que el aire que parte del
reposo del polo o de latitudes altas desarrollará una componente Este cuando
se mueva hacia bajas latitudes.
Las corrientes en chorro y el balance del momento angular
La distribución promedio del viento del Oeste está relacionada con la
distribución instantánea en secciones meridionales. El núcleo de vientos de
velocidad máxima, situada aproximadamente a 20 0 mb de altura en los
subtrópicos, está asociada con la presencia casi continua de la poderosa
Corriente Subtropical en Chorro. Esta corriente es una concentración del flujo
del Oeste que mantiene la conservación del momento angular. La corriente en
chorro Subtropical es más intensa en los meses de invierno, mientras que en
verano se debilita trasladándose hacia el polo, siguiendo las variaciones de la
célula de Hadley.
La corriente del chorro subtropical fue conocida a partir de los movimientos de
aviones hacia el Japón en la segunda guerra mundial. En esas zonas son
particularmente intensas debido ai efecto de la masa continental asiática y
sobre todo por la presencia de los macizos tibetanos e Himalaya. Estas
formaciones montañosas obstruyen el flujo en la troposfera media y alta que
vuelve a confluir a la altura de Japón.
5.5 Gradientes Ecuador-Polos de presión y temperatura. Atmósfera
barotrópica y Baroclínica
Los gradientes meridianos (a lo largo de un meridiano) son los gradientes de
presión y temperatura mayores y más persistentes, y como cabe imaginar
están relacionados con los gradientes a lo largo del meridiano de la insolación
142

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
solar sobre el planeta. También podemos encontrar gradientes significativos
de presión y temperatura en otras direcciones horizontales, pero tienden a ser
menos pronunciados en sus medias anuales ya que suelen estar relacionados,
en la mayor parte de los casos, con contrastes térmicos tierra-mar y sistemas
meteorológicos transitorios.
Figura 5.7. En ordenadas, altura en m de la superficie de 500 mb. En abcisas la
latitud en grados. Linea superior 500 mb en julio, siguiente línea 500 mb en
enero. Siguiente línea 1000 mb en Enero, y línea inferior, 1000mb en julio, la
escala de alturas promedio de estas dos últimas figura a la derecha.
En la figura 5.7 se representa la altura a la que suele estar la isóbara de 500
mb en invierno y verano desde el polo hasta las cercanías del ecuador.
En la figura se puede apreciar la forma en que se suelen representar en
Meteorología las distribuciones horizontales de presión, por medio de la altura
en metros a la que se sitúa una superficie isobárica determinada (en la figura,
500 mb, presión que corresponde aproximadamente a la mitad de la
atmósfera).
El nivel de 500 mb desciende en un 15% entre latitudes bajas y altas en
invierno, mientras que en verano el descenso a lo largo de un meridiano es
menor, tan sólo de un 7,5 %. Estas diferencias se deben a que la temperatura
media de la superficie a 500 mb disminuye de una forma consistente y
significativa desde bajas latitudes a altas latitudes y que las diferencias son
143

DOCUMENTOS DE TRABAJO
más acentuadas en invierno. En la figura 1.1 se representaron las temperaturas
de distintas capas de aire en invierno y verano a lo largo de un meridiano.
Esta figura es la misma que el diagrama de temperaturas medias mensuales a
lo largo de un meridiano que utilizamos para constatar la existencia de capas
estratificadas en la atmósfera. En el gráfico 1.1 la atmósfera está representada
hasta los 100 mb por lo que incluye al 90 % de la masa de la atmósfera. En la
figura 1.1 se ha rayado las zonas en las que la temperatura es superior a 0o C,
y se ha marcado mediante un trazo más grueso la posición promedio de la
tropopausa.
Comparando las figuras 1.1 y 5.7, resulta fácil ver que las tendencias de
variación a lo largo de un meridiano de isóbaras y de isotermas son similares
en la troposfera, ambas van cayendo desde las zonas subtropicales hacia los
polos. Sin embargo, las pendientes de las isotermas son mucho mayores que
las pendientes de las isóbaras, alcanzando las diferencias de pendiente valores
de casi un orden de magnitud. Esto indica que deberá existir una región en
donde las isotermas y las isóbaras se corten. Estos cortes entre isóbaras e
isotermas son mas numerosos en invierno y en latitudes medias (recordar que
en las figuras se han representado promedios zonales y mensuales).
Se llama atmósfera Baroclínica a aquella en la que se cortan las isotermas con
las isóbaras; en la atmósfera Barotrópica las isotermas y las isóbaras son
superficies paralelas.
Comparando las distribuciones en el meridiano de las dos figuras se puede
decir que la atmósfera es casi barotrópica entre los trópicos, pero es
definitivamente Baroclínica a altas latitudes, especialmente en el hemisferio en
el que sea invierno. La distinción entre casi barotrópica correspondiente a bajas
latitudes y el fuerte carácter baroclínico a latitudes medias es básica para
considerar los diferentes mecanismos dinámicos actuantes en esas zonas y los
climas que esos generan.
Al examinar la relación entre condiciones instantáneas (meteorología) y
promedios (clima) hay que evitar la tendencia común de considerar las
condiciones promedio (como las descritas en los párrafos anteriores) como el
fondo continuo sobre el que se superponen perturbaciones individuales. En
escalas sinópticas y hemisféricas los promedios ya contienen el efecto de un
amplio rango de perturbaciones importantes.
Tuvimos ocasión de examinar en los mapas promedio de isotermas, la
existencia de una zona de fuerte baroclinicidad en latitudes medias. Sin
embargo, en un instante determinado y en un meridiano particular, esta
baroclinicidad está mucho menos uniformemente distribuida que lo está en el
promedio estacional o zonal. De hecho la baroclinicidad está normalmente
concentrada en uno o más frentes estrechos que separan masas de aire
extensas, casi uniformemente horizontales (barotrópicas). Un frente bien
marcado siempre esta asociado con un ciclón extratropical del que es parte
vital.
144

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
De la misma forma, el esquema de la variación de la presión con la latitud debe
ser interpretado como el resultado de promediar situaciones muy diferentes.
Cualquier sistema de baja presión aparecerá en una sección instantánea de un
meridiano particular como un pronunciado descenso del perfil isobárico de
1000 mb. De hecho comparándolo con el perfil relativamente suave que hemos
visto anteriormente (500 mb vs latitud) el descenso pronunciado será de
aproximadamente 300 metros de altura (que corresponden aproximadamente a
30 mb en superficie) y a aproximadamente 10° de latitud sobre el meridiano.
5.6 Otros sistemas báricos oscilantes.
La Oscilación del Sur: El Niño, la Niña
En la circulación global de la atmósfera localizamos algunas estructuras casi
permanentes como la ZCIT, el cinturón de anticiclones subtropicales, las ondas
largas de Rossby (sucesión de altas y bajas presiones que rodea la Tierra en
altas altitudes), etc, pero existen otras estructuras que aparecen
periódicamente. De todos estos fenómenos periódicos el más llamativo es la
llamada Oscilación del Sur (SO) que consiste en el cambio de localización de
las altas presiones y las zonas de baja presión en el Pacífico tropical. Menos
aparente es la llamada Oscilación del Atlántico Norte (NAO) que afecta a la
climatología de la península Ibérica y de la fachada occidental europea.
En el Pacífico ecuatorial, a la circulación de Hadley se sobreimpone la llamada
circulación de W alker. La circulación de W alker implica la convergencia y
ascensión de aire en el extremo asiático, con su cortejo de lluvias en Indonesia,
el movimiento de las masas de aire en altura hacia el oceáno índico y Pacífico
americano, donde la subsidencia hunde las masas de aire provocando altas
presiones en superficie. Sobre la superficie del océano la circulación se
completa desde las zonas de alta presión a las de baja presión. Esta
circulación transcurre paralela al ecuador y sufre inversiones en su circulación
con carácter irregular: Oscilación del Sur-EI Niño.
Para explicar este fenómeno hay que considerar no sólo la atmósfera y la
irradiación solar sino también la dinámica oceánica. El cambio del sistema de
presiones provoca una disminución de los vientos Alisios (o una intensificación
en la fase llamada La Niña) en la costa oeste del continente americano
(Ecuador, Perú) que altera la posición y profundidad de. las corrientes
oceánicas frías que transcurren a lo largo de esas costas (corriente de
Humbolt), provocando una alteración de la meteorología habitual en el Pacífico
tropical y continentes colindantes (El Niño). Los efectos de esta perturbación no
sólo se sienten en esa zona, si no que también alteran la meteorología de otras
partes del globo (teleconexiones) por mecanismos aún por investigar.
En la configuración habitual de presiones en el Pacífico, las aguas superficiales
de la costa peruana y ecuatoriana se calientan en Navidades (25 diciembre
celebración del nacimiento del Niño) y permanecen calientes durante uno o dos
meses a lo sumo. Este calentamiento lleva aparejado la migración de las
extraordinarias pesquería peruanas hacia aguas más frías al Norte y al Sur de
sus posiciones habituales. Sin embargo, quasi-periódicamente, el fenómeno se
145

DOCUMENTOS DE TRABAJO
recrudece durando un año o más estando acompañado por cambios
importantes en las temperaturas del mar y de la atmósfera.
Habitualmente, el gradiente de presiones que se establece entre las altas
presiones del Pacífico tropical americano y las relativas bajas presiones del
Pacífico tropical asiático provocan el flujo de vientos Alisios. Los vientos Alisios
sobre la superficie del océano dan lugar a que las aguas superficiales cálidas
se alejen de la costa americana hacia el Pacífico central. Las aguas cálidas son
sustituidas por masas de agua profunda fría, con elevadas concentraciones de
nutrientes (afloramiento que da lugar a la formación de biomasa primaria con
gran eficiencia). Estos vientos Alisios forman parte de la circulación
intertrópicos (célula de Hadley).
La subsidencia en el Pacífico tropical provocada por la circulación de W alker
produce la alteración local de la zona de Convergencia Intertropical que se
observa desde los satélites como una zona sin nubes.
Cuando se manifiesta el ENSO (El Niño-Oscilación del Sur), la subsidencia
sobre el Pacífico ecuatorial americano se debilita, la corriente de Humbolt aflora
mas al Sur de lo habitual (la costa chilena) y la convergencia y ascensión de
aire húmedo se traslada desde Indonesia hacia el Pacífico ecuatorial central.
(Figura 5.8). Una corriente superficial de agua cálida se dirige desde el borde
asiático del Pacífico, donde se estaba acumulando por el efecto de los Alisiso,
hacia la costa americana, provocando el hundimiento de las aguas frías de la
corriente de Humbolt, paralizando el afloramiento de nutrientes.
ÍOV
- \ A - - - 1 ^ 3
o°
\
1*0°
Figura 5.8. Sección en altura (parte superior) y en superficie (parte inferior) del
sistema de presiones y la circulación del aire en el Pacífico Sur. El diagrama
inferior es el mismo esquema durante un episodio El Niño (ENSO, oscilación
del Sur).
14ó

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Después de la ocurrencia del fenómeno El Niño en ocasiones la oscilación se
revierte intensificada, comenzando la fase llamada La Niña.
Durante la Niña se observan vientos Alisios más fuerte de lo ordinario
acompañados de afloramientos vigorosos sobre el Pacífico ecuatorial peruano
y temperaturas más cálidas que lo habitual en Indonesia y norte de Australia.
La Oscilación del Atlántico Norte (NAO)
El Atlántico Norte tiene un sistema de presiones semipermanentes consistente
en una baja presión a la altura de Islandia y una alta presión en las Azores.
Dividiendo las presiones en esas zonas se obtiene un índice que habitualmente
es positivo.
En ocasiones la alta presión de las Azores disminuye y aumenta la presión en
Islandia, dando lugar a un índice negativo.
En NAO de índice negativo los vientos del Oeste se debilitan y el sur de!
Atlántico Norte (península Ibérica) recibe el agua de lluvia que no riega la zona
norte.
147

I M S _________
DOCUM ENTOS DE TRABAJO
V , =,

TEM A VI. ESTRUCTURAS DE PRESIÓN. GÉNESIS Y E V O L U C IÓ N .
6.1 Anticiclones
Un anticiclón se caracteriza por poseer un centro de alta presión al que rodean
isóbaras cerradas más o menos concéntricas de menor presión, y una circulación
del viento en sentido horario (en el H.N), a la que se asigna una vorticidad local
negativa (giro entorno a un eje vertical de esa parcela de aire). La estructura de un
anticiclón también varía con la altura.
Por lo general, los anticiclones son más extensos que las zonas de baja presión
(borrascas), se mueven más lentamente que ellas y son más persistentes
(localización geográfica). También tienen un gradiente de presión menor que las
zonas de baja presión, especialmente en las proximidades del centro, lo que
origina unos vientos suaves y de dirección variable en esas zonas. A diferencia de
la individualidad de las bajas presiones, un centro de alta presión siempre se
forma como extensión de una ‘alta’ ya existente, o como un nuevo centro próximo
al original, al que terminará sustituyendo.
La característica más relevante de un anticiclón en desarrollo es el lento y extenso
descenso de aire, especialmente en la troposfera media, conocido por
subsidencia. La subsidencia da lugar a dos efectos:
1) Calienta el aire que desciende por compresión adiabática. Una parcela de aire
que descienda de altura, en ausencia de nubes, irá subiendo de temperatura
según lo hacen los procesos correspondientes a la adiabática seca. Como el
descenso termométrico ambiental casi siempre es menor que el descenso de la
adiabática seca, una parcela que salga de A, en la que tenía la misma
temperatura que su entorno, al descender por subsidencia terminará en el punto
B, que estaría a mayor temperatura que el aire a esa altura, C.-
Temperatura
Figura 6.1. Caldeamiento del aire en subsidencia.
151

DOCUMENTOS DE TRABAJO
2) La subsidencia reduce la humedad relativa del aire, ya que el punto de rocío
del aire no saturado descendente aumenta tan sólo en 1,7° C por cada kilómetro
de descenso, mientras que la temperatura del aire aumenta en 10° C. El aire que
ha sufrido subsidencia durante bastantes kilómetros tiene una humedad relativa
muy baja.
Un anticiclón se forma cuando la convergencia de aire en altura añade aire a un
ritmo más rápido que el de la divergencia en la superficie. Cuando una radiosonda
mide la temperatura a distintas alturas en un anticiclón, en general se encuentra
que el aire frío tiende a localizarse en una de las dos capas extremas bien
definidas, y según sea esta se distingue entre:
a) Anticiclón Frío. El aire frío y denso está casi todo concentrado en la baja
troposfera (aproximadamente hasta los 3 kms de altura), a partir de ahí las
temperaturas son las habituales a esas alturas (Figura 6.2). El aire en contacto
con suelos helados va perdiendo temperatura y aumentado su densidad.
Figura 6.2 Sondeo esquemático de un anticiclón frío y un anticiclón cálido (las
zonas rayadas corresponden al aire frío y denso).
b) Anticiclón cálido. El aire frío y denso está concentrado sobre todo en la
alta troposfera y baja estratosfera. La troposfera media o baja puede estar más
caldeada de lo normal.
En la figura 6.2 se han representado los anticiclones fríos y cálidos típicos, los
anticiclones polares y los subtropicales, respectivamente. En esa figura se puede
apreciar la diferencia de altura a la que se ha dibujado la inversión
correspondiente a la tropopausa, más baja en los polos que en la célula de
Hadley.
Anticiclones Fríos
Si vamos ascendiendo por el interior de un anticiclón frío, el espesor de la capa
fría y densa irá disminuyendo y, en la misma medida, decaerá la sobre-presión
respecto a los alrededores. Por tanto, por encima de la capá de aire frío, no habrá
diferencias de presión y no podrá observarse una zona de alta presión en un
mapa de altura.
152

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Las diferencias de presión son muy acusadas a nivel del suelo, por ello, los
vientos circulantes serán mayores ahí que en altura.
El anticiclón de las regiones polares, por encima de 70° N suele ser de este tipo.
En invierno, el anticiclón se extiende bastante en el interior de los continentes
pudiendo formarse diferentes centros en el norte de Norteamérica, Groenlandia,
Siberia. En verano, sólo el océano Ártico es suficientemente frío, en el hemisferio
norte, para permitir la formación de una alta; aún así es muy débil y a veces ni
existe.
Anticiclones Cálidos
Un anticiclón cálido está asociado a altas presiones en los mapas sinópticos de
todas las alturas hasta bien entrada la estratosfera. Estas altas presiones pueden
estar representadas por líneas de contorno que forman un centro de alta o con
mayor frecuencia, por medio de una dorsal o cuña anticiclónica. Los anticiclones
que forman la cadena de centros de alta presión del cinturón subtropical, son
ejemplos de anticiclones cálidos.
En el Atlántico Norte el centro principal se encuentra frecuentemente en las
proximidades de las islas Azores. El anticiclón de la Azores se mueve lentamente
permaneciendo en ocasiones en el mismo sitio durante varios días o incluso
semanas. En alguna ocasión, el anticiclón de la Azores se desplaza al oeste
europeo, incluso a centroeuropa, ocurriendo con frecuencia, en este caso, el
desarrollo de una profunda depresión en el norte del Atlántico Norte.
Anticiclones de Bloqueo
A intervalos irregulares, el viento zonal (paralelo al ecuador) se interrumpe dando
lugar a vientos con una componente perpendicular al ecuador, produciéndose por
tanto un flujo meridional. Una característica del flujo meridional es la aparición de
uno o más extensos anticiclones cálidos en la mitad del cinturón de bajas
presiones de las zonas templadas, con sus centros de alta presión entre los 50° N
y 60° N. Estas altas impiden al frente polar permanecer en su posición habitual,
por lo que las depresiones frontales deben o bien moverse a latitudes muy altas
(70° N o más arriba) o a latitudes bajas (30° N o 40° N). La trayectoria normal de
estas depresiones se ha bloqueado por lo que al centro de alta presión causante
se le denomina Anticiclón de Bloqueo. Si se forma un anticiclón de bloqueo sobre
Europa normalmente el anticiclón de las Azores está ausente. (En el mapa
meteorológico de superficie del 20 octubre 1997 que utilizaremos para analizar un
sondeo aerológico, se observa un anticiclón de bloqueo sobre Escocia). La misma
perturbación de la corriente en chorro polar que provoca el anticiclón de bloqueo,
crea una gran vaguada hacia el sur por el que baja el aire frío hasta latitudes
medias, este es el primer paso, como veremos más adelante, para la formación de
una depresión fría en altura, una ‘gota fría’.
Formación de Anticiclones
El aumento de presión que acompaña la formación de un nuevo anticiclón es el
resultado de una acumulación de aire proveniente de una convergencia a niveles
153

DOCUMENTOS DE TRABAJO
altos de la troposfera. Cuando se forma un anticiclón frío, la convergencia en
altura es el resultado de una contracción (disminución de volumen) de la baja
troposfera que ha sido enfriada por contacto con una superficie fría. Este proceso
puede compararse con la formación de bajas térmicas por divergencia en altura,
resultante de una expansión de la baja troposfera al ser caldeada por contacto con
una superficie caliente.
El desarrollo de un anticiclón cálido de bloqueo es más complejo. Cuando se
forman las ondas largas de Rossby se forman grandes distorsiones de la
circulación zonal en la dirección Norte-Sur. La presión a nivel del suelo es alta
debajo de la dorsal en altura y esta presión es baja debajo de la vaguada en
altura. Una vaguada en altura se llenará con aire frío y su extremo sur podrá
desprenderse como una «gota fría» (coid pool) y observarse en el mapa de
superficie como una depresión «depresión desgajada» (cut-off).
Cuando un par ‘vaguada-dorsal’ cambian simultáneamente sus posiciones
habituales de la forma descrita, el estado final es una ‘depresión fría’ sumergida
en el cinturón subtropical de altas presiones y acompañándola, un anticiclón cálido
incrustado mas al Norte en el cinturón de bajas presiones de la zona templada.
Esto es el reverso de la situación habitual y puede verse acompañado por un
cambio en dirección contraria del movimiento de los centros de presión a los que
quizás se les pueda ver deslizándose lentamente hacia el Oeste. Una vez
formados, todo el sistema resultará bastante estable y se mantendrá durante
varios días, afectando en esos días a la climatología habitual de la superficie.
También podremos ver que se forma un anticiclón cálido a partir de una pequeña
dorsal en el aire polar entre dos depresiones frontales.
Figura 6.3 Formación de altas presiones.
Inicialmente la dorsal es suave porque está producida por aire frío y éste está
únicamente por debajo de la zonal frontal. Más tarde, figura 6.3, a medida en que
se desarrolle la dorsal en altura se cambiará en una entidad mucho más visible
extendiéndose desde cerca del suelo hasta la estratosfera. Mientras siga como
154

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
una dorsal se moverá persistentemente hacia el Este. Cuando haya acabado de
formarse se moverá mucho más lentamente (Figura 6.3).
Ejercicio 1
U na m asa d e a ire e n tra p o r ia a lta trop o s fe ra en un a n tic ic ló n (a i n iv e l d e 4 0 0
m b a r) co n una te m p e ratu ra d e — 3 0 °C e sta n d o s a tu rad a res p e c to a i ag ua
s u b e n fria d a . S i se h u n d ie se h a s ta e l n iv e l de 7 0 0 m b a r e n 3 d ía s, e n friá n d o se a i
e m itir rad ia c ió n n e ta a razó n de 2 o C p o r día, e n c o n tra r s u te m p e ratu ra y h u m ed a d
re la tiv a e n e i n iv e l d e 7 0 0 m ba r, u tiliz a n d o e l d ia g rama de S tüve.
En el diagrama de Stüve se parte del punto 400 mb, — 30° C y siguiendo la curva
correspondiente al proceso adiabático seco se alcanza la isóbara 700 mbars a la
temperatura 12° C. El enunciado establece que en ese tiempo la masa de aire se
ha enfriado 6o C, por lo que la temperatura final será 6o C.
Al inicio del descenso la equisaturada que pasa por el punto 400mb, — 30° C vale
0.8 g/kg, humedad específica del aire a ese nivel.
A 6o C la humedad específica de saturación es 8.5 g/kg, HR = 0.8/8.5 ■ 100 =
9.4%.
6.2. Evolución de los ciclones extratropicales. Borrascas
A pesar de que los cambios observados en la atmósfera son excesivamente
complejos y rara vez se repiten las mismas condiciones, es posible identificar
ciclos bien definidos en algunas características del campo de presiones: las
depresiones y los anticiclones, las primeras con una duración de unos pocos días.
Durante este corto intervalo, una depresión, por ejemplo, puede formarse,
ahondarse rápidamente, llenarse de aire y finalmente desaparecer. Estas etapas
están asociadas con rápidos cambios en la meteorología, y como una depresión
puede trasladarse en ese tiempo una distancia de 1000 a 2000 km, su existencia
puede afectar a extensas áreas de superficie.
Una depresión no debe considerarse solamente un remolino ciclónico (vorticidad
positiva) de aire aislado de sus alrededores. El aire que toma parte en la
circulación del viento pasa a lo largo de la depresión entrando por un lado y
saliendo por otro lugar. Este proceso tiene lugar en parte por el movimiento
ascensional del aire que puede detectarse en las depresiones en formación; este
aire entra en la depresión en los niveles inferiores y es expulsado posteriormente
en niveles altos. Y en parte también por el movimiento de la baja de presión,
movimiento que puede diferir radicalmente del movimiento de las corrientes de
aire. Solamente en casos muy especiales una depresión puede aproximarse a un
remolino autocontenido de aire.
Las propiedades características de una depresión se han mencionado
anteriormente: un centro de baja presión rodeado por isóbaras concéntricas a
mayor presión, y una circulación del viento con sentido antihorario (en el H.N). Sin
embargo, estas características sólo se observan en los mapas de superficie; las
155

DOCUMENTOS DE TRABAJO
depresiones son estructuras tridimensionales que se prolongan a menudo hasta la
tropopausa y baja estratosfera, mientras que sus características normalmente
cambian con la altura.
Evolución de una depresión de sector cálido
En 1918, Bjerknes y los meteorólogos noruegos encontraron que el desarrollo de
muchas depresiones en las latitudes medias tenían lugar a lo largo del 'frente'
(término militar) que separa el aire tropical del aire polar: el frente polar. Desde
entonces, esta idea ha constituido la base para el análisis meteorológico en
regiones templadas.
Consideremos el frente polar sobre el Atlántico Norte situado en el eje Este-Oeste,
separando aire Polar marítimo al Norte, de aire Tropical marítimo al Sur, y,
supongamos, que ambas masas de aire se trasladan hacia el Este.
I 00$
Figura 6.4.a Frente Polar cuasi-estacionario
En estas condiciones tenemos un frente cuasi-estacionario que puede mantenerse
en esa configuración durante uno o dos días. Sin embargo, a menudo sufre una
distorsión local al formarse un abultamiento de aire cálido que se adentra hacia el
aire frío; este abultamiento se mueve a lo largo del frente con una velocidad igual,
aproximadamente, a la corriente de aire cálido. A este abultamiento se le conoce
como ‘onda frontal’.
U
L a ü a
Figura 6.4.b Onda Frontal
156

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
A nivel de superficie, en las proximidades del vértice de la onda, en el sector de
aire cálido (fig.6.4.b), la presión es algunos milibares inferior a la presión que
existía antes de pasar la onda, por lo que las isóbaras al norte de la onda se
inclinan hacia el sur. Algunas isóbaras cortan el frente produciendo, por tanto,
componentes del viento a lo largo de la onda frontal que dan lugar al movimiento
de la onda hacia el Este. El borde delantero del abultamiento de aire cálido es el
‘frente cálido’; el borde trasero se denomina ‘frente frío’.
Una onda frontal se mueve a 15-20 m/s (30 a 40 nudos), y si mantiene su forma
sin cambios, viajará 1000 km por día, se trata simplemente de una perturbación
temporal que viaja a lo largo del frente polar. Cuando ocurre esto se dice que es
una onda estable cuyo paso no deja huellas sobre la posición del frente polar.
Sin embargo, otras ondas son inestables, en ellas el abultamiento de aire cálido
aumenta de amplitud y la longitud de onda se alarga. En la figura 6.4c se puede
apreciar la misma depresión un día después cuando no es estable. El
abultamiento se ha agrandado y el frente polar se ha distorsionado aún más. La
presión ha continuado bajando, especialmente en las proximidades del vértice de
la onda en la que ha aparecido una isóbara cerrada (se ha formado una
depresión), con una región (cerca del punto C) con vientos de componente Este.
Figura 6.4.c Depresión de Sector Cálido
La región entre los dos frente se denomina sector cálido de la depresión. En esta
región las isóbaras están más próximas que antes, por lo que el aire caliente se
está moviendo con más velocidad, su dirección también ha*cambiado ligeramente.
La zona de baja presión continua moviéndose a la velocidad del aire caliente, por
lo que estará girando lentamente hacia la izquierda de su trayectoria inicial.
157

DOCUMENTOS DE TRABAJO
En el diagrama de la Depresión de Sector cálido (fig.6.4c), se aprecia que las
isóbaras en la masa de aire frío se han ¡do distorsionando progresivamente en las
proximidades del frente, con una tendencia de vientos del Sur por delante del
frente cálido y de vientos del Norte detrás del frente frío.
Cuando una baja ha llegado a la etapa de ‘Depresión de Sector Cálido’
normalmente continua su desarrollo hacia lo que se llama un frente ocluido. El
sector cálido aumenta de amplitud y simultáneamente se convierte en más
estrecho; el frente frío se aproxima progresivamente al frente cálido acortando
distancias, hasta que, llegado un momento, el frente frío alcanza al frente cálido
en superficie no permitiendo que la masa de aire cálido toque el suelo. Al principio
el despegue del suelo del aire cálido tiene lugar en las proximidades del centro de
la baja presión, para posteriormente hacerlo también en lugares más alejados.
Figura 6.4.d Depresión parcialmente ocluida
Las presiones y vientos un día más tarde al correspondiente al diagrama anterior
están representados en la figura 6.4d. A nivel de superficie el aire caliente ya no
se extiende hasta el centro de la baja; en su lugar, entre la punta del sector cálido
y el centro de la baja presión, se ha formado un nuevo frente: el frente ocluido.
Cuando la oclusión comienza a formarse, la baja normalmente se ahonda e
intensifica rápidamente originando que el gradiente de presiones aumente, por lo
que normalmente es en esta fase cuando se producen los vientos más fuertes.
La oclusión representada en la figura 6.4d separa aire Pm fresco del antiguo Pm al
que se llama ahora rPm (polar marítimo de retorno) que está ligeramente más
caliente que el Pm. Por ello, a nivel de la superficie es un frente frío que ha
logrado empujar hacia arriba al aire del sector cálido. Si hacemos un corte vertical
según la línea AB (Figura 6.5) obtendremos el diagrama de la figura superior
(oclusión fría), mostrando la posición relativa de las tres masas de aire
intervenientes.
158

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
06lo3io/s>
7rto*>fAu_SA
— éo*C
OCLU3L0A/ C M U ú A
Figura 6.5 Corte en altura de Frentes ocluidos
En ocasiones la masa de aire que antecede a la depresión es la más fría, lo que
suele ocurrir en Europa cuando es inundada por aire Am o Pe, dando lugar a nivel
del suelo a un frente superficial cálido que se denomina oclusión cálida.
Figura 6.4.e Depresión desvaneciéndose.
159

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Mientras que se produce el ahondamiento de la depresión y avanza el proceso de
oclusión, el centro de la baja se mueve aún más hacia la izquierda y disminuye su
velocidad. La etapa final del ciclón extratropical corresponde a la rápida oclusión
del sector cálido (figura 6.4.e), seguido de una disminución del gradiente de
temperaturas a lo largo de la oclusión, y la transferencia del centro de la baja
presión desde el vértice del frente ocluido al interior de la masa de aire frío.
Simultáneamente a la evolución de las perturbaciones de presión en un ciclón
extratropical, el vértice donde confluyen el frente cálido y el frente frío describe
una trayectoria diferente a la del punto de oclusión (figura 6.4.f).
Figura 6.4.f Trayectoria de una depresión típica que se mueve desde el Oeste
hacia el Este en el Hemisferio Norte.
A partir de aquí el movimiento es lento e irregular, la presión aumenta
paulatinamente y se puede originar un rosario de pequeños centros.
6.3. M eteorología asociada a las depresiones de s e c to r cálido
Una baja en desarrollo es una región de convergencia en superficie y de
divergencia en altura, esto provoca un movimiento vertical de aire y la formación
de nubes por expansión adiabática de las masas de aire húmedas procedentes
del suelo. Por lo general, las regiones meteorológicamente más activas están en
las proximidades de los frentes, siendo el frente cálido un anafrente y el frente frío
un katafrente, especialmente en las proximidades del centro de baja.
160

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 6.6.a Sección de Frente Estacionario
'V V \Q W A V \i fivCTQ
Figura 6.6.b Frente cálido moviéndose hacia la izquierda
La parte del frente cálido que normalmente da lugar al mayor número de nubes y
precipitación es la más próxima al centro de baja presión (figura 6.6.b), mientras
que en el frente frío, la parte que más precipitación proporciona es la cola del
mismo (trailing part).
161

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Figura 6.6.c Frente frío moviéndose hacia la derecha
En las últimas etapas del proceso de oclusión, la parte del frente cálido que
sobrevive proporciona nubes y lluvia débiles, mientras que el frente frío es más
activo. Estas propiedades se pueden sintetizar en el dicho “un frente activo cálido
que pase por encima de un observador es seguido por un frente frío inactivo y
viceversa".
La mayoría de las nubes originadas por el extenso y lento movimiento de aire en
una baja en desarrollo lo hacen en la masa de aire cálido, y la mayoría de ellas
permanecen por encima de las zonas frontales; es decir, desde el punto de vista
del observador en el suelo, están encima de los lados fríos de los frentes en
superficie. Sin embargo, en las proximidades del centro de una baja, el aire del
sector cálido está subiendo lentamente produciendo una extensa área de nubes
que se prolonga hasta la nube frontal (ver punto A, en Figura 6.7.a)
Figura 6.7 Distribución horizontal del frente de nubes (áreas rayadas) y de la
precipitación (segmentos verticales), en tres instantes de la evolución de una
borrasca extratropical. En el plano del medio, corte vertical según la dirección del
trazo dibujado en el plano superior. En el plano inferior, líneas de corriente a 300
mb en relación con la posición de los frentes en superficie.
162

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
También el aire frío, tanto de las proximidades del centro de baja como de los
frentes, puede estar ascendiendo despacio dando lugar a más nubes por debajo
de la nube frontal.
La dirección del viento y su magnitud van cambiando con la altura según las
posiciones relativas de las masas cálidas y frías, de acuerdo con el concepto de
viento térmico. Cuando se observa que el viento está cambiando con la altura
siguiendo el sentido de las agujas del reloj, es que tiene lugar una advección
cálida, mientras que si se observa un cambio de dirección del viento con la altura
en dirección contraria a las agujas del reloj, está teniendo lugar una advección fría.
Podemos utilizar el concepto de viento térmico para analizar la dirección del viento
en distintas zonas de una Depresión de Sector Cálido, desde la superficie (capa
límite planetaria, paralela a las isóbaras) hasta la tropopausa. En los diagramas de
Sector Cálido anteriores, en la posición A (fig. 6.4.c) el aire cálido es advectido tal
como se ve cuando el frente cálido avanza hacia ese punto. Por tanto, por encima
del punto A, el viento cambia de dirección en el sentido de las agujas del reloj a
medida que se sube de altura y este cambio es más rápido en la alta troposfera,
entre 500 y 300 mb; en esos niveles el viento sopla aproximadamente paralelo al
frente. El viento también aumenta con la altura especialmente en la alta
troposfera; de hecho una Corriente en Chorro suele estar presente en la masa de
aire cálido con su eje básicamente paralelo al frente. La Corriente en Chorro corta
al plano del papel en X, soplando hacia afuera del papel (fig. 6.7.e).
En la posición B (fig. 6.4.c), es el aire frío quien está elevándose, como puede
verse al estar el frente frío alejándose del punto; por tanto, por encima del punto B
el viento cambia de dirección con la altura en sentido anti-horario, dando lugar a
una Corriente en Chorro cuyo eje corta al plano del papel en la posición Y,
soplando hacia el interior de la hoja (fig. 6.7.e).
En la posición C (fig. 6.4.c), no hay advección de aire cálido ni frío hacia ese
punto. El aire más caliente está situado hacia el Sur por lo que el Viento Térmico
es de componente Oeste para todas las capas en la troposfera. La magnitud y
dirección del viento puede estimarse sumando vectorialmente al viento en cotas
bajas, el vector viento térmico. Como a nivel de superficie el viento es del Este, a
alguna altura se producirá el cambio de dirección del viento.
En la posición D (fig. 6.4.c), dentro de la masa de aire cálido, el Viento Térmico
para cualquier capa es pequeño porque las masas de aire son relativamente
uniformes. Normalmente es de componente Oeste ya que es más probable que
las masas de aire más caldeadas estén a bajas latitudes. Por tanto, en el sector
cálido la velocidad del viento aumenta despacio con la altura pero cambia muy
poco de dirección a partir de su componente Oeste.
Las variaciones de la velocidad del viento analizadas para los cuatro puntos
señalados en una depresión de sector cálido pueden utilizarse para reconstruir la
configuración de vientos en altura, por ejemplo a 500 mb.
163

DOCUMENTOS DE TRABAJO
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Figura 6.8 Isóbaras a 500 mb y frentes en superficie.
En la figura 6.8 observamos el mapa de 500 mb en el que se han dibujado
algunas isopletas y la posición de los frentes al nivel de 1000 mb. Hay que
destacar dos elementos: una dorsal o cuña anticiclónica con su eje ligeramente
hacia el Este de la posición del frente cálido (a 1000 mb); y una vaguada, con su
eje ligeramente retrasado del frente frío en la superficie. También puede
apreciarse la ausencia de un centro de baja presión a esta altura; en esta etapa
del desarrollo de la depresión, la circulación cerrada indicativa de baja presión
sólo alcanza hasta 700 mb, pero a medida que envejece va subiendo de altura, de
modo que a las 24 horas ya se aprecia en el mapa de 500 mb.
«Un frente totalmente ocluido tiene a menudo un centro de baja cerrado en todos
los niveles de la troposfera, incluso más arriba, estando todos estos centros más o
menos en la misma posición. También se puede apreciar como se ha
distorsionado la Corriente en Chorro (figura 6.6.c,f,i).
Los frentes cálidos activos tendrán una traza en tierra que, representada sobre el
mapa de 500 mb, forme un ángulo muy grande con las isohipsas. El sistema
nuboso aparecerá delante de la línea frontal de superficie y se extenderá hasta la
línea de la dorsal, pues en ésta hay divergencia y descenso de aire, con disipación
de nubes (figura 6.8.izquierda).
Un frente frío activo tendrá sobre él, en la vertical de su traza del suelo, un flujo de
viento en altura casi paralelo al frente (con muy poca componente normal a la
traza). La corriente en chorro tiene que tener el aire frío a su izquierda en el
Hemisferio Norte (reglas de Mariano Medina)».
164

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
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Figura 6.9 Diagrama esquemático. Configuración de nubes observables desde un
satélite en una familia de depresiones
6.4 Otros tipos de Depresiones Frontales
Las colas del frente frío en una depresión parcialmente ocluida, son zonas
favorables al surgimiento de nuevas ondas frontales, especialmente si el contraste
de temperaturas a través del frente es grande. A las ondas que se producen en
estas condiciones se las denomina "ondas de frente frío". Muchas de estas
nuevas ondas son estables y se disipan después de haberse trasladado 2000 km.
Su efecto principal en la meteorología es disminuir la velocidad temporalmente o
incluso revertiría con lo que se traslada hacia el sur el frente frío, dando lugar por
tanto a la intrusión de aire polar en bajas latitudes.
Algunas ondas de frente frío son inestables y pueden desarrollar una circulación
de aire comparable en tamaño y fuerza a la de sus predecesores. Los miembros
de una familia de depresiones se mueven en trayectorias similares, pero el frente
frío normalmente empuja más hacia el Sur detrás de cada baja sucesiva, por lo
que las trayectorias de cada baja suelen ser más al Sur que sus predecesores.
165

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Figura 6.10 Baja A: baja ocluida vieja. Baja B: onda de frente frío. Baja C: baja en
movimiento lento hacia bajas latitudes. Alta a: componente del cinturón subtropical
de altas presiones. Alta: anticiclón de bloqueo de movimiento lento.
La formación de ondas en el frente cálido suele ser más raro. Sin embargo cuando
la depresión se enfrenta a una masa de aire extremadamente fría, como ocurriría
cuando la depresión se enfrenta con una masa de aire Ártico Marítimo o Polar
Continental, Am o Pe en invierno sobre Europa, se forma una onda que se
desgaja y se mueve alejándose del centro principal de bajas presiones. Al
desgajarse puede incorporar en su circulación gran cantidad de aire frío del Norte
y a esto le suele seguir un desarrollo muy rápido de la baja.
Depresiones desgajadas
Estas depresiones desgajadas también pueden formarse al chocar un frente
ocluido con una barrera montañosa Norte -Sur (Groenlandia, Dinamarca).
Bajas producidas por estrangulamiento de la Corriente en Chorro
En nuestro diagrama (fig. 6.7) de una depresión ocluida en 3 dimensiones, al
examinar los mapas de altura sobre el sector cálido c), f), i) se observa que el flujo
oeste-este sólo es perturbado temporalmente. Las líneas de contorno forman una
dorsal y una vaguada que se mueven rápidamente asociados a la baja que señala
el mapa de superficie.
Sin embargo, en ocasiones estas vaguadas y dorsales crecen en amplitud con sus
ejes en la dirección norte-sur, a la vez que disminuyen su velocidad de traslación;
166

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
cuando esto ocurre nos encontramos con que la vaguada está ocupada por aire
frío (y por tanto figura como una vaguada fría en un mapa de espesores) y la
dorsal o cuña anticiclónica por aire cálido (una dorsal caliente en el mapa de
espesores).
Dado su tamaño (amplitud típica 30° de latitud y 90° de longitud de onda),
solamente de tres a cinco vaguadas con sus dorsales intercaladas pueden
coexistir alrededor del hemisferio norte. Sus líneas de contorno recorren la
superficie del hemisferio como ondas senoidales distorsionadas. A estas
secuencias de vaguadas y dorsales de altura se denominan Ondas de Rossby
largas. Suelen ser persistentes durando desde algunos días hasta semanas.
Dada su gran amplitud, el aire frío es capaz de fluir a través de las vaguadas hasta
latitudes tan bajas como 40°, y el aire caliente puede subir por las dorsales hasta
70° N.
En su forma más extrema, una vaguada de Rossby puede desarrollar en su
extremo sur una circulación cerrada de viento. Esto no es más que una masa de
aire polar que ha sido totalmente separada de su región fuente al norte. Esta
circulación cerrada está normalmente presente a todos los niveles de la troposfera
y el modo de formarse ha dado lugar a su nombre (Cut-off low). Sin embargo, si la
masa de aire frió envuelto por aire cálido se circunscribe a las capas altas de la
troposfera tendremos una Gota Fría. La Gota Fría es una depresión cerrada en la
troposfera media y alta coincidente con un mínimo de temperatura (Carmen Llasat
«Gota Fría» Ed. Boixareu Universitaria 1991).
Las depresiones Cut-off se mueven lentamente incluso hacia el Oeste
(movimiento contrario al de las depresiones ocluidas), son persistentes y están
centradas en latitudes relativamente bajas (entre 30° N y 50° N).
La mayoría de las bajas en latitudes medias proceden de pertubaciones del frente
polar. Sin embargo, analizaremos tres tipos de depresiones no ligadas con el
frente polar.
Ejercicio 2 *
U na b a ja con u n a p res ió n a n iv e l de ! m a r de 9 8 0 m b a r e stá p róx im a a una cuña
a n tic ic ló n ic a co n una p res ió n a i n iv e l d e i m a r de 1012 m bar. E n c o n trar la
d ife ren c ia d e i n iv e l d e i m a r a so cia d a h id ros tá tic a m e n te a e sta d ife ren c ia de
p resio n e s.
La diferencia de presiones esta equilibrada por una diferencia de alturas del nivel
del mar,
P2 P 1 —pagua 9 ^ »
(1012 — 980)100 Pa/mb =103 kg/m3 • 9.81 m/s2 • h ; h= 0.32 m
167

DOCUMENTOS DE TRABAJO
6.5 Bajas térmicas, polares y orográficas
En los veranos cálidos de latitudes medias es frecuente encontrarse con la
formación de débiles sistemas de baja presión sobre penínsulas e islas, aun en
ausencia de fuertes gradientes de presión a escala sinóptica. En ocasiones, este
proceso puede estar acompañado de tormentas a media tarde y en otras
ocasiones por cielos despejados.
Dado que la capacidad calorífica del mar es mucho más elevada que la de la
tierra, después de unas horas de calentamiento por insolación, la temperatura del
suelo puede ser 20° C mayor que la de la superficie del mar de los alrededores de
la península o isla. En la capa de aire pegada a esas superficies la diferencia de
temperatura puede alcanzar los 10°C. Esta capa de aire caliente sobre la
superficie del suelo se expande empujando ligeramente a las superficies isóbaras
sobre el continente ya que el aire denso frío sobre el mar le impide diverger en
superficie (Figura 6.11).
M o.r
Figura 6.11 Sección en una baja térmica
El aire no calentado encima de esta primera capa tenderá a deslizarse hacia las
superficies frías (isóbaras descendentes). Esta disminución de la masa de aire
sobre la tierra origina una bajada de presión de algunos milibares, la baja térmica.
En su momento vimos que existía una variación diurna de la presión atmosférica
ligada al ciclo diario de radiación solar. Los mínimos diurnos de presión se
producen hacia las 16:00 aunque sólo son de 1 ó 2 milibares menores que el
máximo nocturno, magnitudes análogas a las bajas térmicas iniciales.
Si durante la mañana, antes de que sea efectivo el caldeamiento solar, las
isóbaras están bien espaciadas, la caída de presión a primeras horas de la tarde
puede originar la formación de isóbaras cerradas con un centro de baja presión en
168

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
su interior. Una depresión de este tipo se llama Baja Térmica; si la radiación solar
es débil, o el espaciado entre isóbaras no da lugar a que se cierren, se formará
una débil vaguada térmica.
En latitudes tropicales la caída de presión diurna en verano, en ocasiones excede
a la subida de presión de la noche anterior provocada por el enfriamiento del aire,
de modo que la presión en la superficie disminuye progresivamente día tras día.
Este proceso da lugar a una baja térmica permanente en verano. Un ejemplo
típico es la baja térmica permanente en verano sobre el norte de la India. A los
vientos provocados por tales bajas térmicas que tienen escasa variaciones
diurnas, se les conoce por monzones.
Ejercicio 3
E s tim a r la p rofu n d id a d de u n a b a ja té rm ic a e s ta c io n a l (en m iiib a res ) com o la s que
s e in s ta la n en verano en e i n o rte de Á fric a , a so cia d a a una ca p a d e a ire de 2 km
d e p rofu n d id a d , que en p ro m e d io e stá 10° C m ás c a lie n te que e i a ire de zo n a s
a d yace n te s. (E n ia e cu a ció n de L a p ia ce a n a liz a r com o va ria ia p res ió n a i v a ria r ia
te m p e ratu ra m a n te n ie n d o c te e i e s p e s o r de ia capa. S u p o n e r que ia p re s ió n es de
1000 m b a ry i a te m p e ra tu ra p ro m e d io 30 0 K ).
Ps = P • exp (— Az/(Ra • T) • g)
Derivando respecto a la temperatura;
dPs/dT = Az/(Ra ■T2) ■g • P • exp (— Az/(Ra • T) ■g) = Az/(Ra ■T2) • g • Ps ,
reordenando
dPs/Ps = Az ■ g/Ra • dT/T2 considerando incrementos finitos y sustituyendo los
valores del enunciado
APs/1000 mb = 2 • 103/286 ■9.81 ■10/(300)2 ; APs = 7.6 mbar
Depresiones polares
Cuando el aire polar fluye alejándose de su región de origen y cruza el océano se
calienta rápidamente por debajo, al contacto con el agua caliente, y la presión
baja, tal como ocurriría en la superficie de la tierra si se calentase. Pero existen
dos diferencias fundamentales entre ambos procesos:
1. El calentamiento es continuo día y noche, ya que no depende de la irradiación
solar cíclica.
2. Las diferencias de temperaturas más grandes entre el aire y el agua se
encuentran en invierno.
Por tanto las bajas que se producen de esta forma son más frecuentes en
invierno. Una región favorable para su formación es el flujo de aire del Norte en el
169

DOCUMENTOS DE TRABAJO
lado Oeste de una depresión ocluida. El aire Pm que fluye hacia el Sur se calienta
rápidamente en contacto con el mar.
Depresiones Orográficas
Cuando una extensa corriente de aire atraviesa una cordillera montañosa, el flujo
de aire es perturbado formándose una vaguada a sotavento. Cuanto más alta la
montaña mayores distorsiones se producirán pudiendo llegar a formarse una
circulación cerrada que se conoce como Baja Orográfica (Figura 6.13).
Figura 6.13 Depresión orográfica
Esta baja es cuasi-estacionaria respecto a las montañas y desaparece si lo hace
el flujo de aire. A sotavento el flujo descendente y el efecto Fóhn tienden a originar
cielos despejados, de ahí que en verano se produzca una-depresión orográfica,
caliente, seca y soleada. En invierno, una capa de aire frío se forma en las
proximidades del suelo facilitando la formación de nieblas extensas. En Europa
estas bajas y vaguadas orográficas quedan claramente señaladas al sur de los
Alpes.
170

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
6.6 Tornados
Un tornado es una columna de aire en contacto con el suelo que gira a gran
velocidad. Está producido por una fuerte tormenta a la que está asociado. La
característica más relevante es la nube en forma de embudo que contiene una
depresión en la base de la nube.
El embudo del tornado se forma como consecuencia del elevado gradiente de
presiones desde la superficie del embudo hacia el interior del mismo. En el
hemisferio norte estas nubes tienen una circulación ciclónica (sentido contrario a
las agujas del reloj).
El aire húmedo se expande y enfría a medida que se acerca al centro del embudo;
ai enfriarse por debajo del punto de rocío, el vapor de agua se condensa
formándose gotitas de agua. Esta cortina de agua es lo que permite ver a la nube
en forma de embudo. Sin embargo, si el aire que converge es excepcionalmente
seco, la nube en forma de embudo no se formará y el tornado se hará visible
únicamente por la espiral de polvo y restos de árboles y casas levantadas del
suelo.
La presión horizontal en un tornado cae del orden de un 10% en tan sólo 100
metros de espesor. Esta caída de presión proporciona la fuerza centrípeta que
mantiene a la columna de aire en rotación a gran velocidad (viento ciclostrófico).
Entre las condiciones de formación de un tornado, en muchos casos, se encuentra
una capa de aire húmedo de gran espesor y caliente a nivel del suelo, y una capa
de aire seco y frío encima. Esta distribución de masas de aire es inestable y
origina una fuerte convergencia a nivel del suelo.
En ocasiones la nube en forma de embudo no llega al suelo y se mantiene sólo
hasta unos centenares de metros de la base de la nube madre.
Un tornado típico hace contacto con el suelo a lo largo de 1500 m y 100 m de
ancho, durando entre 1 a 3 minutos. Las velocidades del viento son del orden de
180 km/h. En los tornados más violentos la velocidad estimada del viento puede
alcanzar los 500 km/h y llegar a recorrer más de 60 km de suelo, al que deja
arrasado.
Al aproximarse el centro de baja presión rápidamente a un edificio, coche, etc., se
establece un gradiente de presiones tan elevado que destroza las superficies
situadas entre ellas. El principio de Bernouilli indica que si mantenemos la altura
del fluido constante al disminuir la presión (cuando la superficie del tornado entra
en contacto con el cuerpo) aumenta la velocidad del fluido (produciéndose un
vendaval interno)
P + 1/2 • d ■v2 + d • g • h = constante
Las rachas de vientos horizontales, durante un tornado también contribuyen a la
destrucción de los techos de los inmuebles.
171

DOCUMENTOS DE TRABAJO
6.7 Fenómenos monzónicos
«Los monzones son unos vientos estacionales que proveen de agua a la mitad de
la población mundial» Peter J. W ebster «Los monzones» en Investigación y
Ciencia, Temas 12, La Atmósfera, 1998.
Se denomina genéricamente monzón a cualquier ciclo climático anual con
variaciones estacionales del viento que, en general, produce veranos húmedos e
inviernos secos. Los monzones más fuertes se encuentran en los aledaños del
océano Indico, sur de Asia, Australia y este de África.
Los monzones están relacionados con la oscilación estacional Norte-Sur de la
Zona de Convergencia Intertropical y es consecuencia de los constrastes térmicos
estacionales entre continentes y los océanos.
Al comenzar la primavera, el aire relativamente frío sobre el océano índico y el aire
relativamente cálido sobre el subcontinente indio dan lugar a un gradiente de
presiones del océano al continente que produce un flujo de aire húmedo tierra
adentro. En el continente, la intensificación de la insolación solar dispara los
movimientos convectivos con lo que el aire caliente y húmedo se eleva. La
expansión adiabática produce enfriamiento de esta masa de aire con lo que se
origina condensación de agua, formación de nubes y finalmente precipitación. La
liberación de calor latente de condensación en altura aumenta la flotación de la
masa de aire provocando un aumento de la precipitación. A mayor altura, el aire
se dirige hacia el mar y baja (subsidencia) hasta la superficie relativamente más
fría del océano, completando de esta forma la circulación monzónica.
Al principio del otoño, la radiación de longitud de onda larga enfría más el
continente que los mares adyacentes, estableciendo un gradiente horizontal de
presiones dirigido, a nivel de superficie, del continente al océano. En altura, el aire
se mueve hacia el continente completando la circulación monzónica de invierno.
Por tanto, a nivel del suelo, el verano monzónico es húmedo y el monzón de
invierno es seco.
Los vientos monzónicos tienen trayectorias suficientemente largas y persistentes
como para sentir la influencia del efecto Coriolis.
La orografía, p.e. la gigantesca planicie tibetana con una altura media de 4000 m,
complica la circulación monzónica y la distribución de precipitaciones. En invierno,
la corriente en chorro subtropical se desgaja en dos brazos que circulan hacia el
Oeste al norte y al sur de esa planicie. El brazo sur de la corriente en chorro
empuja las borrascas que se originan en el Mediterráneo oriental hacia el norte de
la India, incrementando significativamente la precipitación en esa región, mientras
que el resto de la India experimenta el monzón seco. En primavera, el brazo sur
de la corriente en chorro se debilita y se mueve hacia él norte a finales de mayo,
momento a partir del cúal la circulación monzónica húmeda vuelve a empezar.
La precipitación monzónica no es ni uniforme ni continua. La estación lluviosa
consiste típicamente en una secuencia de fases llamadas ‘activa’ y ‘durmiente’.
172

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Durante la fase activa, el tiempo es muy nuboso con frecuentes lluvias, pero
durante la fase durmiente el tiempo es soleado y tórrido. El monzón cambia desde
la fase activa a la durmiente con el paso de bandas de nubes que producen
fuertes lluvias.
Las fuertes lluvias caen primero sobre las zonas costeras y empapan el suelo. A
medida que el suelo se satura de agua, una mayor proporción de la insolación
solar se utiliza en evaporar el agua en lugar de calentar el aire. Las áreas costeras
se enfrían, la convergencia del aire se debilita y el cielo se despeja.
Simultáneamente, otras áreas interiores sufren un mayor calentamiento, fuerte
convergencia y fuertes lluvias. Se establece por tanto una secuencia de fases
activas y durmientes que se repiten y suceden cada 15-20 días durante el monzón
húmedo.
173

D O C U M E N T O S DE TR A B AJO

TEM A VIL C IR C U LA C IÓ N M ESO ESCOLAR Y LO C AL
7.1 Introducción
La velocidad del viento se mide normalmente a 10 metros sobre el suelo. A
alturas más bajas los movimientos turbulentos del aire dan lugar a velocidades
que fluctúan mucho por la presencia del suelo. Además del rozamiento, existen
otras circunstancias que pueden dar lugar a que el viento observado en un
lugar concreto poco tenga que ver con el viento geostrófico calculado.
a) La presencia de obstáculos, casas, árboles o lomas provocan turbulencias y
forman espirales turbulentas con unas dimensiones comparables con las del
propio obstáculo. Por ello, los instrumentos de medida deben situarse de modo
que se minimicen los efectos de los obstáculos próximos.
Figura 7.1 La circulación del aire alrededor de un obstáculo.
Hasta el momento hemos analizado la circulación del aire.en una escala
espacial sinóptica (1.000 - 2.000 km, el viento geostrófico y ciclostrófico son
una buena aproximación a los datos experimentales disponibles) y hemisférica
(circulación general atmosférica debida a la configuración de presiones
semipermanentes en el planeta), en la atmósfera libre.
La atmósfera libre se ha definido como la parte de la troposfera donde la
circulación del aire no se ve afectada por la superficie. La atmósfera próxima a
la superficie siempre tiene una capa límite, ya que la capa de aire en contacto
con el suelo tiene la misma velocidad que ésta y como la velocidad la medimos
respecto a la superficie, la velocidad de ese segmento de aire en contacto con
el suelo es 0 m/s. Al existir un gradiente de velocidades a medida que vamos
subiendo de altura hasta la atmósfera libre, aparece una fuerza de fricción. En
los análisis realizados se ha tenido la ocasión de comprobar que la fuerza de
rozamiento (ligado a la rugosidad del terreno) da lugar a una aceleración
negativa (en sentido contrario al vector velocidad del viento) que disminuye la
magnitud del viento en todos los casos. En situaciones de viento geostrófico o
de gradiente, da también lugar a que la dirección del viento tenga una
componente apreciable cortando las isóbaras, dirigiéndose hacia las zonas de
baja presión.
177

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Al estudiar el movimiento del aire próximo a la superficie tenemos que tener en
cuenta la topografía de la superficie que modifica, en mayor o menor medida, la
circulación del aire. Si los cambios de relieve son extensos ( 100 km - 1000
km) estaremos en el ámbito mesoescalar; si son de menor magnitud (10 km -
100 km) será el dominio de la circulación local.
Cuando los obstáculos tienen una mayor escala por ejemplo una hondonada,
en ocasiones se observa que aparecen vientos ligeros cuando las isóbaras se
extienden a través del eje del valle, cortándolo (fig.7.2 a y c).
Figura 7.2 (a) El viento reduce su magnitud al pasar por encima de un valle. B)
La velocidad del aire aumenta en las cimas de las montañas, c) Vientos
canalizados por el valle.
Al atravesar perpendicularmente una hondonada (o un valle), la continuidad de
la masa de aire dará lugar a que parte del mismo se sumerja (salvo que en el
mismo exista una atmósfera muy estable que impediría los movimientos
verticales) para evitar que se produzca un vacío en el mismo. Al circular el aire
por una sección vertical mayor (entre la superficie del valle y la capa de
inversión situada a mas altura) que la sección por donde circulaba antes de
entrar en la zona del valle, la velocidad del viento disminuirá en todas las
alturas (efecto Venturi o de embudo).
178

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
7.2 Interacción del flujo sinóptico con la topografía.
La circulación mesoescalar y local depende del flujo sinóptico y de las
características concretas de la topografía y de la masa de aire que se ve
obligada a atravesarla. La masa de aire, si es muy densa y estable, puede que
no logre atravesar las barreras orográficas, y la disposición y características de
la topografía (dimensiones verticales y horizontales, presencia de aberturas,
ángulo que forma con la dirección del viento sinóptico) determinan, en cada
caso, la circulación que se observa.
En lo que sigue, analizaremos las situaciones generales que serán de
aplicación en unos u otros casos: la existencia de obstáculos mesoescalares
(vientos orográficos), la existencia de discontinuidades en la barrera que darán
lugar a vientos canalizados en cañones geográficos, puertos de montaña,
estrechos marinos entre superficies continentales, la existencia de contrastes
térmicos acusados (brisas marinas) y contrastes de rugosidad como la interfase
mar- costa o lagos extensos y ribera de los mismos. Los elementos de análisis
a considerar en casi todos los casos son los siguientes:
- La cuestión más elemental es saber si la masa de aire se elevará o bajará al
incidir en la interfase entre dos tipos de superficie, o se verá forzado a rodearla.
Para contestar a esta pregunta es necesario conocer la altura a la que se sitúa
la capa de inversión.
- Para el flujo atmosférico, a la energía potencial gravitatoria le hacemos
corresponder el concepto de estabilidad convectiva; al momento y energía
cinética está asociada la velocidad incidente; la fuerza restauradora está
relacionada con la diferencia de temperaturas. El tipo de circulación resultante
depende del valor del cociente entre energía potencial y energía cinética.
- Cuando el aire está muy estratificado (es covectivamente ostable) y el flujo
(velocidad) es débil, se puede producir un bloqueo debiendo el aire rodear el
obstáculo. El aire que se enfrenta a la montaña se queda quieto, obligando a
las capas de aire colindantes a bordear el obstáculo.
- La existencia de saltos o discontinuidades topográfica acusadas da lugar, en
determinadas situaciones sinópticas, a vientos “canalizados” (gap winds).
Vientos orográficos
Hemos visto antes que si aumentamos la sección por donde circula la masa de
aire la magnitud del viento disminuirá debido al efecto Venturi. También pueden
aparecer vientos muy fuertes (efecto embudo) cuando las isóbaras son
paralelas al valle, actuando las laderas como muros de contención (fig.7.2b).
Un ejemplo de este último tipo de viento es el Mistral del valle del Ródano
(Figura 7.3). Los Alpes Marítimos y los Pirineos canalizan el flujo de la masa
de aire hacia el Golfo de León, alcanzando en ocasiones a la isla de Menorca.
179

DOCUMENTOS DE TRABAJO
y
Figura 7.3. El Mistral en el Valle del Ródano
En la península ibérica una configuración de presiones similar a la que da
origen al Mistral (M) provoca el Cierzo en el valle del Ebro (C) y la Tramontana
entre el sistema prelitoral catalán y el mar (M).
Figura 7.4 Vientos mesoescalares producidos por la orografía y el sistema de
presiones
Vientos canalizados
Los vientos canalizados son vientos de baja altura asociados a
discontinuidades en el terreno. Su extensión está comprendida entre menos de
un kilómetro hasta 150 km de anchura. Suelen ser vientos suaves que no
180

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
alcanzan más de 1000 metros de altura sobre la superficie, aunque en
determinadas ocasiones pueden tener una magnitud elevada alcanzando hasta
50 nudos. En los vientos canalizados se observan cambios importantes en
diferentes zonas del obstáculo, sobre todo en las proximidades de las fronteras
laterales del obstáculo y del techo (capa de inversión en altura). Los vientos
canalizados suelen tener una magnitud mayor cuando existe un gradiente de
presión importante a la largo de la zona canalizada.
• En discontinuidades de terreno de escala mesosescalar, el aire generalmente
circula desde las altas presiones a las bajas presiones. Son vientos nogeostróficos
(ageostróficos) porque el efecto Coriolis no dispone de tiempo
suficiente para lograr el equilibrio geostrófico (tiempo = dimensiones del
canal/velocidad del viento) y las fronteras horizontales le impedirían moverse
paralelo a las isóbaras.
• El mecanismo más importante que da como resultado una fuerte circulación
del viento canalizado es la aceleración (aumento de velocidad con el tiempo)
que sufre desde las altas presiones a las bajas presiones del otro lado del
canal. Por ello, la magnitud de la velocidad es proporcional al gradiente de
presiones a lo largo de la hendidura. El efecto Venturi o de embudo no suele
ser el mecanismo dominante en discontinuidades mesoescalares, pero puede
ser un elemento a considerar localmente.
© La diferencia de presiones a lo largo de un canal puede tener dos orígenes:
1) Un gradiente de presiones a escala sinóptica como cuando existe un
anticiclón o dorsal en un extremo del canal y un centro de baja presión
se aproxima hacia el otro extremo.
2) Cambios de espesor de la capa de aire frío a lo largo del canal.
® Podemos encontrar un viento canalizado distinto cuando se trata de una
cadena montañosa estrecha o archipiélagos con alturas considerables. En
estos casos existen vientos débiles tras el obstáculo y en sus inmediaciones, y
vientos más fuertes, comparables a los incidentes, mucho más abajo del
obstáculo. (Imaginar la ausencia de aire al adelantar en un coche a un camión
cuando este hace de barrera al viento).
® Los vientos canalizados más vigorosos se encuentran normalmente en la
región de salida del canal.
• Las relaciones dinámicas que hemos estudiado, tales como el equilibrio entre
el gradiente de presiones y la fricción de la que se obtiene la aceleración ,
suelen dar una buena aproximación a la relación entre el gradiente de
presiones y la velocidad del viento.
7.3 Vientos anabáticos y katabáticos. Brisas de valle y ladera
Cuando una superficie inclinada se enfría como consecuencia de la radiación
nocturna, el aire frío en contacto con el suelo comienza a deslizarse
suavemente, debido a su mayor densidad, hacia el fondo del valle como si se
181

DOCUMENTOS DE TRABAJO
tratara de ‘arroyuelos’ de aire frío. Las brisas que se forman de esta manera se
llaman vientos katabáticos. Durante el día, se puede encontrar una brisa en
dirección contraria, el aire calentado en contacto con el suelo comienza a fluir
ladera arriba. Estos vientos pueden observarse especialmente en los valles en
donde una ladera se calienta mucho más que la otra (solana y umbría). En este
caso se llaman vientos anabáticos. Conviene recordar que en caso de
incendio en un bosque el viento y las llamas tendrán carácter anabático.
En ocasiones, el aire frío queda atrapado bajo una inversión térmica dando
lugar a la formación de bolsas de aire frío en el fondo de valles mal ventilados.
Estas zonas de inversión mantendrán todos los contaminantes emitidos en el
mismo volumen, hasta que el cambio en la situación sinóptica rompa la
inversión y libere los contaminantes que se hayan almacenado.
7.4 Brisas Marinas y de Lago
Cuando el viento geostrófico es flojo (menor de 10 nudos) puede establecerse
en las costas de mares o riberas de grandes lagos, un viento local llamado
Brisa Marina o de lago.
Figura 7.5 a . Contraste térmico tierra-mar en días soleados. Brisas Marinas
En un día sin nubes, la insolación solar produce una rápida elevación de la
temperatura en la costa, mientras que la gran inercia térmica de la masa de
agua impide que esta eleve su temperatura de forma apreciable. El aire situado
sobre la costa alcanzará pronto un gradiente superadiabático y comenzara a
elevarse, el volumen que ocupa se llenará de aire marino más denso (brisa
marina en superficie). El volumen desalojado a nivel de superficie por el aire
marino será ocupado por la masa de aire situada encima. Simultáneamente el
aire que ha ascendido por calentamiento en la costa se trasladará a esa altura
hacia el mar, para ocupar el volumen del aire que ha sufrido subsidencia,
completándose la circulación.
182

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La entrada de aire marino hacia el interior del continente o costa está marcada,
a menudo, por una línea horizontal de convergencia y convección vigorosa
denominada a veces ‘frente de brisa m arina’.
Figura 7.5b La brisa marina adentrándose en tierra. Frente de brisa marina
En ocasiones, tras el enfriamiento nocturno del suelo de la superficie, el aire de
tierra enfriado por la radiación nocturna (más denso) invade la superficie del
mar, provocando una circulación de sentido contrario.
A t inicio de la brisa marina el efecto Coriolis no tiene influencia, sin embargo
horas después de iniciarse la brisa, tiende a cambiar de dirección hasta adoptar
la correspondiente a un viento geostrófico, dejando el centro de baja presión a
la izquierda (la superficie de la costa).
7.5 M ovim ientos verticales
Todos los vientos tienen una componente vertical aunque suele ser inferior a
las componentes horizontales. Existen tres razones para los movimientos
verticales: el flujo de aire sobre un obstáculo, la convección y la convergenciadivergencia
del aire.
Cuando el viento sopla sobre una montaña, es desplazado hacia arriba en
masa hasta niveles muy por encima de la altura de la montaña. Este ascenso
orógráfico puede estar muy extendido si ocurre a través de una cordillera
montañosa.
Si la atmósfera es convectivamente estable, una parcela de aire situada en la
parte más alta de su desplazamiento vertical, se verá sometida a unas fuerzas
hidrostáticas tendentes a restablecer la parcela a su nivel original a sotavento
de la montaña. Pero normalmente la corriente descendente no logrará que se
pare en ese nivel, sino que bajará un poco más, estableciéndose una oscilación
183

DOCUMENTOS DE TRABAJO
en forma de onda estacionaria a sotavento de la montaña, que se llaman ondas
de sotavento. Cuanto mayor sea la estabilidad de la atmósfera o menor sea la
magnitud del viento, más pequeña será la longitud de onda; la amplitud de la
onda aumenta con la altura de la montaña siempre que se den condiciones
adecuadas.
Figura 7.6 Vientos perpendiculares .a un sistema orográfico. Si la masa de aire
es estable aparecen las ondas de sotavento.
Bajo algunas de las crestas, el viento de superficie puede ir en dirección
contraria, dando lugar a un Rotor, y en la ladera de sotavento el aire que
desciende por la ladera puede originar un fuerte viento local (Fóhn).
Analizando la termodinámica del aire húmedo, una masa de aire al elevarse y
disminuir su presión alcanza rápidamente el nivel de condensación por
ascensión. Parte de su vapor de agua se condensa y, en ocasiones, descarga
en forma de precipitación, bajando a sotavento mucho más seco y desde una
temperatura 'potencial' más elevada. El resultado es un viento a sotavento
caliente y seco que en determinadas zonas de la Tierra llaman Fóhn.
Las barreras orográficas perpendiculares a los vientos dominantes de elevada
humedad relativa, provocan zonas de precipitaciones abundantes antes de
sobrepasar las cimas de las montañas (barlovento), y zonas de escasa
precipitación a sotavento (zonas de sombra de lluvia).
Ejercicio 1
Un viento fresco y húmedo (10° C, 100% HR) avanza hacia una barrera
montañosa de 1950 m de altura (barlovento). Sabiendo que la presión en el
punto de partida es de 1000 mb y que la temperatura en la cima es 0°C, calcula
los valores correspondientes a 110 m, en el lado de sotavento, de temperatura
y humedad relativa.
184

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
U tilizam os ia ecuación de La p la ce p a ra c a lcu la r la p resió n en la cim a.
S uponiendo que es una capa de a ire de A z - 1950 m ; Tv = = (0 + 10)/2 = 5 o C
;L n (P 2/ P i) = — g /(R a ■ Tv) -zlz
Pi950m = 1000 ■exp(— 9 .8 1 /(2 86 ■2 7 8 )) = 7 8 6 m b
E n e l diagram a de S tüve a p a rtir d e l p u n to de coordenadas 1000 m b T = 10° C
ascendem os p o r la curva que representa e l p ro ceso adiabático saturado hasta
a lca n za r lo s 786 mb. E n ese punto, leem os en el diagram a que la tem peratura
es T = — 1.5° C y qs = 4 .5 g/kg.
D e l o tro lad o de la cim a e l a ire a l bajar, aum enta de tem peratura y deja de e s ta r
saturado, p o r tanto e l a ire desciende hasta 1000 m b siguiendo un p ro ceso
adiabático seco. En e l diagram a de S tüve leem os que la com prensión d e l aire
da lu g a r a una tem peratura fin a l de 17.5° C . La equisaturada que p a sa p o r ese
p u n to vale qs = 13 g /kg
H R = 4 .5 /1 3 - 100 = 34.5%
Ejercicio 2
Una masa de aire (t = 15° C; HR = 75%) se mueve desde las llanuras de Brasil
(Pinicial = 900 mb) hasta la costa del Pacífico (Pf¡nai = 1000 mb) a lo largo del
paralelo 18° S, debiendo elevarse por encima de los 4000 metros de altitud de
la cordillera de los Andes. Suponiendo que la presión en el punto mas elevado
de la trayectoria es 600 mb, indicar la temperatura y el grado de humedad con
que llegará al Pacífico. Describir el proceso seguido para obtener el resultado.
La le ctu ra d e l diagram a de Stüve indica que a 900 m b a r y T = 15° C la
hum edad específica de saturación es qs(15°C ) = 12 g /k g ,; p o r lo que la
hum edad de la m asa de aire es q (1 5 ° C) = 12 - 0 .7 5 = 9g/kg. La m asa de aire
ascenderá siguiendo un p ro ceso adiabático sa tu ra do hasta que se alcance la
saturación a ! co rta r con la equisaturada de 9g/kg. E l n iv e l de condensación p o r
ascensión (LCL) se alcanza a 810 m b a r y 9 o C.
A p a rtir d e l LCL e l p ro ceso de enfriam iento corresponde a l p ro ce so adiabático
saturado que pa se p o r 810 m b y 9 o C hasta a lca n za r la cim a a 600 m ba r; en
este p ro ceso se condensará g ra n ca n tid a d de vapor de agua. A 600 m bar,
leem os en e l diagram a que la tem peratura es — 5 .5 ° C y la hum edad de
saturación 4g/kg.
La m asa de a ire de sotavento descenderá p o r la s laderas d e I P acífico
siguiendo un p ro ce so adiabático seco. A l lle g a r a 1000 m bar, la tem peratura es
de 3 5 ° C y le corresponde una hum edad específica de saturación de 35g/kg,
según leem os en e l diagram a.
P o rta n to H R = 4 /3 5 - 1 0 0 = 1 1 .4 % ; T = 3 5 °C.
185

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Convección
Si la atmósfera es inestable, el aire subirá espontáneamente con velocidades
verticales de 2 a 10 nudos. En condiciones extremas las corrientes
ascendentes pueden exceder de 30 nudos y resultan peligrosas incluso para
los aviones (es un dato que proporcionan las agencias meteorológicas para
aviación, a los pilotos).
Ejercicio 3
Un avión de pasajeros vuela desde una zona con aire sin velocidad vertical a
otra en ia que existe una corriente convectiva descendente de 20 m ■ s ~ \
Suponiendo que el avión logra estabilizarse cuando ha atravesado 500 m en
horizontal cuando el avión vuela a 300 m s—1, encontrar la aceleración vertical
descendente y describa la sensación percibida por los pasajeros.
E i avión ha estado som etido a ia co rrie nte convectiva durante un tiem po =
distancia/velocidad
t = 500 m /300m /s = 5 /3 s, en ese tiem po ia velocidad ve rtica l ha aum entado de
0 a 2 0m /s, p o r io que su aceleración ve rtica l valdrá
a = (Vf— V¡)/1 = (2 0 m /s — 0)/5/3 = 12 m té , com o la aceleración es m a yo r que
e i valor
de i a gravedad, io s pasajeros sentirán que e i estóm ago se «sube» a i esófago.
Convergencia
La entrada neta de aire en una región horizontal se denomina «convergencia».
Si existe salida neta de aire de la región plana considerada se denomina
«divergencia». La convergencia es un movimiento horizontal que cuando
ocurre cerca de la superficie está acompañada de un movimiento ascendente
del aire.
La continuidad del viento también implica que se produzcan movimientos
verticales como consecuencia de cambios en la velocidad del viento en
superficie debidos a la fricción. Una superficie muy rugosa • ofrece gran
resistencia a los vientos horizontales.
Cuando el viento pasa de atravesar una superficie con mucha fricción a otra de
menor resistencia (p. e. tierra-mar) el viento se acelera. Esta aceleración es
equivalente a una divergencia horizontal, lo cuál producirá un descenso de aire
de capas más altas. La subsidencia estará acompañada por la ausencia de
nubes.
Por el contrario, cuando una masa de aire que viaja a través de la superficie
marina, choca con la superficie, se frena. Esta disminución de la velocidad
horizontal del viento implica una convergencia horizontal que da lugar a un
186

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
movimiento de aire ascendente (Figura 7.7). En ios lagos de latitudes elevadas
se suele acumular la nieve en la ribera en la que ocurre la convergencia en
superficie.
Figura 7.7 Divergencia y convergencia en las costas por efecto de la distinta
fricción del aire con esas superficies
Por ello, en ocasiones se observa la formación de cúmulos en la costa cuando
el aire proviene del mar, y la tendencia de las nubes a disiparse cuando las
masas de aire procediendo de tierra adentro, alcanzan la superficie del mar.
Las depresiones en desarrollo y las vaguadas de baja presión son regiones
favorables para la convergencia en la baja troposfera y divergencia en altura
formándose nubes y precipitación si la humedad relativa del aire lo permite.
Mientras que las cuñas anticiclónicas y los anticiclones en desarrollo son
regiones en donde se produce divergencia en la superficie y convergencia en
altura y el cielo suele estar despejado.
7.6 Circulación en las islas urbanas
Al aproximarnos a grandes núcleos urbanos, frecuentemente nos encontramos
con que la baja atmósfera tiene una visibilidad reducida debido al polvo, humo
y la calima. Esta "boina" de aire contaminado es el resultado de la circulación
convectiva del aire que provoca la concentración de los contaminantes sobre
las ciudades. Esta circulación convectiva está relacionada con el contraste de
temperaturas y humedad entre la ciudad y las zonas rurales que la rodean. La
capacidad de ventilación depende de varios factores del microclima urbano;
187

DOCUMENTOS DE TRABAJO
* Temperatura
Las ciudades son más templadas que sus áreas colindantes. En latitudes
medias encontramos en promedio unas diferencias de temperatura de 1-2° C
en invierno y 0.5-1° C en verano. Las diferencias de temperaturas se deben a:
- la producción de energía térmica en la urbe (las calefacciones suponen un
aporte de energía a la atmósfera del orden de 2,5 veces la energía solar
incidente en la superficie de las ciudades en esas fechas).
- la disminución del enfriamiento por irradiación debido a la presencia de
aerosoles que reenvían al suelo parte de la radiación infrarroja.
- la absorción y almacenamiento de la energía solar por parte de los materiales
de construcción habituales: cemento, asfalto, tejados, etc. Estos materiales
actúan como colectores térmicos que liberan paulatinamente energía cuando
cesa la luz solar.
* Disminución de la magnitud del viento respecto de las zonas circundantes.
Al chocar contra los edificios y tener que cambiar su trayectoria el aire se frena
y disminuye su magnitud en un 20-30%. Las ciudades, en promedio, tienen un
20% más de días con el aire en calma que sus alrededores. Esta disminución
de velocidad implica, por continuidad de la cantidad de movimiento de la masa
de aire, convergencia en el suelo y ascenso de aire dentro de la cúpula urbana.
El aire frío de los alrededores entra en la ciudad al caer la tarde y establecerse
la inversión de tierra en el extrarradio de la urbe.
* Aerosoles de procesos de combustión
Los aerosoles disminuyen hasta un 30% la energía solar que llega al suelo
provocando un enfriamiento que sin embargo no llega a equilibrar la
generación interna de calor en la urbe. Estos aerosoles actúan como núcleos
de condensación por lo que cielo de las ciudades tiene entre un 5% y un 10%
más de precipitaciones y una mayor cobertura nubosa promedio.
La ventilación de las islas urbanas , ya sea por los vientos sinópticos o por
vientos locales produce el traslado de la nube de contaminantes hacia las
zonas rurales viento abajo. Por ejemplo, en Madrid, los contaminantes con
vientos del oeste se trasladan hacia los municipios situados al noreste
(Alcobendas, S. Sebastián de los Reyes, corredor del Henares, etc), donde se
pueden apreciar las concentraciones más elevadas. Con vientos del sur se
producen , aunque con un cierto desfase horario, concentraciones elevadas de
ozono en Segovia capital situada decenas de kilómetros hacia el norte. En el
aumento de la concentración influye poderosamente la conversión, durante el
tiempo de transporte, de contaminantes primarios a secundarios, con lo que
esas concentraciones pueden ser más elevadas que en los focos originarios de
los contaminantes primarios.
188

I A ______________ D O C U M E N T O S DE TR A B AJO

TEM A VIII. EL SISTEMA C L IM Á T IC O
8.1 Introducción al estudio del Clima
El estudio del Clima puede presentarse de muy diversas formas. Los
meteorólogos tienden a pensar en el clima y los cambios que sufre
continuamente como aspectos especializados del tiempo meteorológico. Los
oceanógrafos tienden a incorporar las corrientes marinas y oceánicas entre las
características climáticas más significativas y buscan las raíces de los cambios
climáticos en el comportamiento de los océanos. Los geólogos y estudiosos de
las Ciencias de la Tierra atribuyen las variaciones climáticas prehistóricas a los
cambios en los relieves de los continentes y en última instancia a la deriva de
los continentes.
A principios del siglo XX, el clima era considerado como poco menos que la
evolución anual de los promedios a largo plazo de la temperatura y la
precipitación. La existencia de extensos regiones del globo con climas locales
razonablemente homogéneos llevó al concepto de Zonas Climáticas;
características geográficas tales como los bosques húmedos, desiertos, tundra,
se pueden encontrar en determinadas zonas climáticas. A mediados del siglo
XX algunos meteorólogos extendieron el objetivo de las ciencias del clima a, no
sólo las variaciones de los promedios temporales de la temperatura, la presión
y la precipitación, sino al resto de los parámetros atmosféricos, tanto a nivel del
suelo como en las capas altas de la atmósfera. En esta ocasión los estudios
teóricos no sólo trataban de la forma que la atmósfera absorbía o desprendía
energía sino que incorporan al estudio el transporte de energía, agua, cantidad
de movimiento.
A finales del XX se ha establecido firmemente el concepto de Sistema
Climático (Lorenz). Los fundamentos de esta perspectiva están basados en la
percepción de que las superficies oceánicas y continentales (y el hielo, nieve,
lagos, ríos y los seres vivos que se encuentran habitualmente en estas
superficies) no son meras condiciones de contorno inertes, desdeñables al
explicar el comportamiento atmosférico. Por el contrario, poseen su propia
dinámica y, para los mismos, la atmósfera es tan sólo una de sus condiciones
frontera. Estos elementos junto con la atmósfera constituyen un sistema más
amplio que puede estudiarse como una única unidad.
Un tratamiento moderno de la naturaleza y teoría del clima, en contraposición
al discurso descriptivo de características específicas del clima, debe tener en
cuenta el sistema climático completo tal como consideran Peixoto y Oort en
“Física del Clima”.
8.2 Definición de Clima
Consideremos el clima en su sentido más amplio, como el estado físico
promedio del sistema climático. El clima puede definirse como el conjunto de
magnitudes promedio completadas con valores estadísticos (tales como
191

DOCUMENTOS DE TRABAJO
varianzas, covarianzas, correlaciones, etc.) que caracterizan la estructura y el
comportamiento de la atmósfera, hidrosfera y crioesfera a lo largo de un
período de tiempo. Esta definición incluye el concepto tradicional del clima
basado en las condiciones atmosféricas sobre la superficie.
Debemos recordar que la climatología es una ciencia observacional de modo
que el aumento de nuestros conocimientos sobre la misma depende
fuertemente de las mejoras que se produzcan en los sistemas de medida y
observacionales. Así, las observaciones con instrumentos embarcados en
satélites nos permiten estudiarlo como un sistema global integrado y como una
entidad tridimensional.
La atmósfera es un sistema termo-hidrodinámico y puede ser caracterizado por
su composición, su estado termodinámico mediante variables termodinámicas
específicas y su estado mecánico.
En grandes líneas la distribución geográfica de los climas muestra:
Climas húmedos y cálidos en bajas latitudes
Climas más secos y cálidos en zonas subtropicales
Climas templados y húmedos en latitudes medias y altas
Climas fríos y secos en regiones subpolares y polares.
Pero sabemos que esta distribución no proporciona una descripción completa
de los climas regionales y locales. Para estos últimos también hay que
considerar el contraste tierra-mar y la influencia moderadora de los océanos
sobre la temperatura; el efecto de las montañas en la precipitación, nubosidad
y temperatura; la influencia de los campos de hielo en la temperatura.
8.3 Factores del Clima atmosférico
El clima está modulado tanto por factores externos como internos. Los factores
externos se pueden agrupar en:
Factores generales
Radiación solar, esfericidad de la Tierra, movimientos de la Tierra alrededor del
Sol y rotación entorno a su eje; existencia de continentes y océanos.
Factores regionales y locales
Distancia al mar, topografía, naturaleza de la superficie, cubierta vegetal y
proximidad a lagos.
Los factores internos tienen en cuenta propiedades intrínsecas de la atmósfera
tales como la composición atmosférica, distintas inestabilidades existentes y la
circulación general.
192

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La atmósfera (A), como sistema termodinámico, no puede considerarse
separadamente de los subsistemas colindantes: la hidrosfera (H) (que incluye
los océanos, lagos y ríos); la crioesfera (C) (formado por las masas de hielo y
nieve); la litosfera (L) y los biosistemas (B) terrestres y acuáticos. A pesar de
que estos subsistemas naturales son muy diferentes en composición,
propiedades físicas, estructura y comportamiento, están todos ligados por flujos
de masa, energía y cantidad de movimiento en un sistema global, el llamado
Sistema Climático.
El Sistema Climático es extraordinariamente complicado debido a la interacción
no Lineal de sus componentes que introducen factores no lineales en el
sistema climático y que además son los responsables de las mayores
dificultades que existen en la predicción del cambio climático.
El tiempo meteorológico concierne a los estados atmosféricos instantáneos
detallados y la evolución día a día de los sistemas sinópticos individualizados.
La atmósfera se caracteriza por unas fluctuaciones temporales y espaciales
relativamente rápidas de modo que el tiempo meteorológico (identificable como
una descripción completa del estado de la atmósfera en un instante) está
cambiando continuamente. Por el contrario, el clima puede considerarse como
“el tiempo meteorológico promedio”, completado con algunas medidas de la
variabilidad de sus elementos e información sobre la ocurrencia de
acontecimientos extremos.
Lo que singulariza al clima de la meteorología es ignorar ios detalles de las
fluctuaciones diarias. En su lugar, en el clima se incluyen diversos estadísticos
producidos al considerar un conjunto o una secuencia de estados instantáneos.
8.4 COMPONENTES DEL SISTEM A CLIM ÁTICO
LA ATM ÓSFERA
La evaporación de la humedad y el calentamiento directo de la superficie
generan una transferencia de energía térmica entre la superficie y la atmósfera,
que se manifiesta en forma de calor latente y de calor sensible. La atmósfera
transporta esa energía térmica meridionalmente, principalmente a través de los
sistemas meteorológicos transitorios que tienen una escala temporal del orden
de días.
Los siguientes procesos determinan el comportamiento atmosférico del sistema
climático.
Las transferencias turbulentas de calor, cantidad de movimiento y humedad en
la superficie de la tierra.
El tipo de superficie (es decir su albedo) que determina la relación entre la
radiación incidente y la reflejada.
La liberación de calor latente en la condensación de vapor de agua.
193

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Las nubes, que desempeñan un importante papel tanto en la reflexión de la
radiación solar incidente, como en la absorción y emisión de radiación de onda
larga.
El enfriamiento y calentamiento radiativo de la atmósfera debido al C 02, vapor
de agua, ozono y otros gases traza.
Los aerosoles (p.e. polvo volcánico), los parámetros orbitales, las cordilleras y
la distribución tierra-mar.
HIDROSFERA, Corrientes Océnicas
Engloba toda el agua en fase líquida distribuida sobre la Tierra. Incluye
océanos, mares interiores, ríos, lagos y aguas subterráneas, siendo el más
importante por sus efectos climáticos, los océanos.
Los océanos recubren dos tercios del planeta y absorben la mitad de la
radiación solar que llega a la superficie. Dada su masa y su calor específico
constituyen un enorme almacén de energía térmica. La energía absorbida por
los océanos da lugar a pequeñísimos cambios en la temperatura del agua
superficial en contraste con lo que ocurre en la superficie de los continentes,
de forma que los océanos actúan como tampones y reguladores de la
temperatura del planeta. La energía absorbida es almacenada en las corrientes
oceánicas y redistribuida antes de que se escape a la atmósfera, en su mayor
parte como calor latente, pero también como radiación de onda larga.
Los océanos son mucho más densos que la atmósfera y tienen una mayor
inercia mecánica y una estratificación mucho más pronunciada. La parte
superficial del océano es la más activa y contiene una capa de mezcla que
llega hasta los 100 primeros metros de profundidad.
Los océanos tienen una circulación mucho más lenta que la atmósfera. Forman
grandes espirales cuasi-horizontales constituidas por las corrientes oceánicas y
la lenta circulación termohalina (Circulación debida a las variaciones de
densidad asociadas con cambios de temperatura y salinidad). En una escala
menor, la circulación tiene remolinos turbulentos, pero la turbulencia es mucho
menos pronunciada que en la atmósfera.
La respuesta de los océanos, es decir su tiempo de relajación, varía en un
amplio rango, desde semanas a meses en la capa de mezcla más próxima a la
superficie, a estaciones anuales en la termoclina (que se encuentra a cientos
de metros de profundidad), a siglos o milenios en las profundidades del
océano.
Las corrientes oceánicas transportan parte del calor almacenado en los
océanos en las zonas intertropicales (donde existe un excedente de energía
térmica debido a la intensidad de la radiación incidente) hacia las regiones más
frías de latitudes medias y los polos.
194

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Los océanos y la atmósfera están fuertemente acoplados. La interacción aireagua
ocurre a muchas escalas temporales y espaciales, por medio del
intercambio de energía, materia y momento en la interfase atmósfera-océano;
p.e. en las transformaciones de masas de aire, desde aire continental a
marítimo.
El intercambio de vapor de agua por medio de la evaporación a la atmósfera
proporciona el vapor de agua y parte de la energía necesaria para el ciclo
hidrológico que lleva a la condensación, precipitación y escorrentía. A cambio,
la precipitación influye fuertemente en la distribución de la salinidad de los
mares.
Los lagos, ríos y aguas subterráneas son elementos esenciales en la rama
terrestre del ciclo hidrológico y por ello son un factor importante en el clima
global. También influyen en el clima a escala regional y local. Por ejemplo, los
ríos son un factor importante en la salinidad oceánica cerca de la costa.
La rama oceánica del ciclo de carbono implica la existencia de un flujo de CO2,
que se establece desde el aire hacia el mar en los puntos donde la capa
superficial de mezcla presenta una presión parcial de CO2 menor que en la
atmósfera, y viceversa. La presión parcial del CO2 en la capa de mezcla
disminuye por el aumento de solubilidad en agua fría y por la producción
intensificada de plancton durante la floración primaveral. La tasa de intercambio
de C 0 2 depende de la diferencia de presiones parciales de C 0 2 entre el aire y
el mar, y de un coeficiente que es proporcional a la velocidad del viento.
La respuesta climática del océano esta controlada por los siguientes factores:
Los vórtices transitorios de pequeña escala (aproximadamente 50 km de
longitud) en el interior del océano (que influyen en la estructura de los sistemas
en rotación-giro), las corrientes permanentes, y la interacción de éstas con las
cordilleras sumergidas. Los vórtices controlan asimismo la dispersión horizontal
de las sustancias químicas disueltas en el agua del mar.
Los bancos de convección profunda de unos pocos decenas de km, que se
producen en el invierno, tanto de los mares polares como en la parte
septentrional del Atlántico Norte. Estas corrientes convectivas transportan calor
y dióxido de carbono disuelto, penetran un kilómetro en el depósito profundo de
la capa de aguas cálidas (termoclina permanente).Por otra parte, las corrientes
horizontales se encargan de transportar el agua de formación reciente por los
océanos.
El mecanismo de ventilación de la termoclina más amplio, en virtud del cuál
fluye parte del agua de la capa de mezcla de la superficie, desde la capa límite
estacional hasta el reservorio de aguas cálidas del océano, que se extiende
varios centenares de metros de profundidad por debajo de la mayor parte de la
superficie oceánica.
El transporte a escala global de calor, aguas dulces y sustancias químicas
disueltas que determinan las distribuciones de temperatura, salinidad, hielo
195

DOCUMENTOS DE TRABAJO
oceánico, y sustancias químicas, en la superficie del mar. Las fluctuaciones de
la circulación a gran escala han modulado estas configuraciones durante años
y decenio, y controlan asimismo las variaciones regionales de las propiedades
de la superficie del mar que influyen en el clima a esta escala.
La bomba biológica de la capa límite estacional, mediante la que los animales y
plantas microscópicas -el plancton- consumen parte del CO2 disuelto en el
agua del mar y capturan el carbono depositándolo en el océano profundo,
sustrayendo a esa masa de CO2 a las interacciones a corto plazo (hasta
centenares de años) que se producen entre el océano y la tierra
El sistema de corrientes
Desde hace unas cuantas décadas se sabe que la estructura de las corrientes
marinas a escala global es tridimensional, con movimientos horizontales en los
que el viento juega un importante papel y con movimientos verticales, en los
que la salinidad y las temperaturas son las fuerzas impulsoras.
Las corrientes superficiales, observadas y estudiadas desde hace siglos, están
por lo tanto ligadas, por movimientos convectivos de agua, a corrientes
profundas de características mucho menos conocidas pero cuyo estudio en los
últimos años ha recibido un fuerte impulso debido a su importancia oceánica y
climática.
196

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
(1 Sverdrup es un caudal de 1 millón de
metros cúbicos por segundo)
La corriente del Norte de Brasil, alimentada por la corriente sur ecuatorial, es
una corriente importante, que no ha recibido en la explicación de las corrientes
marinas la consideración que se merece. Los anillos de giro anticiclónico que
se forman en ella y que cruzan el Ecuador frente al nordeste brasileño, aportan
un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 15 Sv
aproximadamente, es decir, el equivalente a unas 100 veces o más el caudal
del Amazonas en su desembocadura. Este flujo llegado del hemisferio sur al
hemisferio norte se junta con un flujo tropical difuso de otros 15 Sv que llega al
Caribe proveniente del este y del nordeste, alimentado en parte por la corriente
de Canarias, con lo que el caudal total de la Corriente del Golfo que inicia su
recorrido al norte de Cuba suma unos 30 Sv.
Fig.1. Esquema aproximado de la circulación termohalina en el Atlántico. No se
representa en la figura el hundimiento de agua en algunas zonas próximas a la
Antártida (Mar de Wedell y Ross). Tampoco se tiene en cuenta aquí la entrada
de agua del Pacífico al Atlántico, vía el Ártico, y que puede ser de
aproximadamente de 1 Sv. Tampoco la pérdida neta, inferior a 1 Sv, de agua
evaporada que supera en el Atlántico Norte al aporte de la precipitación y de
los ríos. (1 Sv= 1 millón de metros cúbicos por segundo).
¿Pero qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico
Norte? Pues que la Corriente del Golfo la transporta hacia el nordeste, y al
llegar al extremo septentrional del Atlántico, a los Mares Nórdicos, aumenta su
densidad por enfriamiento y se hunde. Desde allí, por niveles profundos e
intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Se forma así en el Atlántico una
especie de cinta rodante (conveyor belt), con un flujo neto positivo hacia el
norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las
profundidades.
197

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Esta circulación (llamada también MOC, meridional overturning circulation,
circulación meridiana volteante) funciona de forma continua. Su rodillo impulsor
se encuentra en los Mares Nórdicos y en el Mar de Labrador. Los Mares
Nórdicos se encuentran en la zona subpolar del Atlántico, al norte del paralelo
que pasa por Groenlandia-lslandia-Noruega. Por otra parte, el Mar de
Labrador, que es también una zona de hundimiento, se ubica al sur de
Groenlandia y al este de la Península de Labrador.
Mecanismos de hundimiento: la importancia de la salinidad y de la temperatura
La salinidad y la temperatura del agua juegan un papel crucial en el
funcionamiento de esta cinta rodante. Cuando las aguas transportadas por la
Corriente del Golfo llegan a los Mares Nórdicos, su temperatura media, que era
de 10 °C en el paralelo 50 °N, pasa a ser solamente de unos 3°C en el paralelo
65 °N. Por enfriamiento y contracción térmica, adquieren una densidad alta y
acaban hundiéndose, dejando espacio para la llegada desde el sur de nuevas
masas de agua.
El fenómeno de hundimiento por convección que se produce en aquellos mares
septentrionales se intensifica al comienzo del invierno por el aumento de la
salinidad. Ocurre que cada otoño-invierno, durante la formación de los hielos
marinos en áreas subárticas, hay una suelta de sal y se forma, bajo la banquisa
de hielo, una masa de agua fría y muy salada que se hunde y contribuye a la
formación del agua profunda del Atlántico Norte.
198

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
¿Por qué el fenómeno es especialmente significativo en el Atlántico? Ocurre
que el Atlántico Norte es bastante más cálido y salado que el Pacífico Norte.
Así, en la franja latitudinal 45 °N 60 °N, el Atlántico Norte tiene una
temperatura media superficial de 10 °C y una salinidad de 34,9%0, mientras que
el Pacífico Norte tiene una temperatura de 6,7°C y una salinidad de 32,8 %o.
La alta salinidad del Atlántico se explica porque el volumen de agua evaporada
supera ampliamente al volumen de agua aportado por las precipitaciones y las
escorrentías de los ríos que desembocan en ese océano. Por el contrario, en el
Pacífico, los sistemas montañosos del oeste americano provocan lluvias
abundantes y hacen de barrera a la penetración de la humedad en el
continente. El agua evaporada del Pacífico que los vientos del Oeste llevan
hacia Norteamérica, produce copiosas lluvias costeras y vuelve a ese océano
sin apenas penetrar en el continente americano. Por el contrario, en Europa no
existen esas barreras topográficas y gran parte de la humedad atlántica
acarreada por vientos del Oeste pasa de largo y se aleja hacia Asia, sin ser
recuperada por el océano Atlántico.
Además, otro motivo de la mayor salinidad del Atlántico Norte es que el agua
evaporada en la región anticiclónica subtropical, que se extiende de las
Bermudas a las Azores, es traspasada en gran medida al Pacífico, llevado por
los vientos alisios tropicales que atraviesan el istmo de Panamá. La
evaporación en el Atlántico y el trasvase atmosférico del vapor hacia el
Pacífico, hace que aumente la salinidad de las aguas tropicales atlánticas.
CRIOSFERA
La crioesfera comprende las extensas masas de nieve y hielo sobre la
superficie de la Tierra. Incluye los grandes campos de hielo de Groenlandia y
Antártida; glaciares continentales, masas de hielo y permafrost. La crioesfera
es la mayor reserva de agua dulce de la Tierra, pero su importancia para el
sistema climático proviene de su elevada refiectividad (albedo) para la
radiación solar y su escasa conductividad térmica.
El manto de nieve estacional responde rápidamente a los procesos dinámicos
atmosféricos en escalas temporales de unos días o de órdenes superiores. A
escala planetaria, el almacenamiento estacional de calor en la nieve es
reducido, y la influencia principal de la criosfera se deriva del elevado albedo de
las superficies cubiertas de nieve.
El hielo oceánico afecta al clima a escalas de tiempos estacionales o de
órdenes superiores. El efecto que produce sobre el equilibrio del calentamiento
de la superficie, dada su escasa conductividad térmica, es sim ilar al que
ocasiona la nieve en la tierra. Asimismo tiende a desacoplar el océano y la
atmósfera, ya que inhibe el intercambio de humedad y cantidad de movimiento.
En algunas regiones influye en la formación de masas de aguas profundas
densas, mediante, la extrusión de sal del agua que se solidifica, durante el
período de congelación, y en la generación de capas de agua dulce, en el
período de fusión.
199

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Al congelarse una porción de agua marina, la sal es desalojada y disuelta en el
agua circundante, que aumenta considerablemente su densidad y se hunde. Al
fundirse el hielo, el agua dulce disminuye la densidad del agua marina con la
que se mezcla.
El manto de hielo continental sobre Groenlandia y la Antártida, con
características topográficas casi permanentes, contienen el 80% del agua
dulce que existe en el planeta, actuando así como reservorio a largo plazo en el
ciclo hidrológico. Por esta razón, los cambios de tamaño de dichas placas
influyen sobre el nivel del mar.
Los glaciares de montaña, que ocupan sólo una pequeña porción de la
biosfera, y constituyen un reservorio de agua dulce, por lo que pueden influir
sobre el nivel del mar. Su rápida respuesta a los cambios de las condiciones
medioambientales los convierte en una valiosa herramienta de diagnóstico del
cambio climático.
El Permafrost, que afecta a los ecosistemas de la superficie y a las descargas
de los ríos, y que influye en la circulación termohalina del océano.
Como la cubierta de nieve continental y los mares de hielo cambian con las
estaciones, originan grandes cambios intra-anuales y en ocasiones
interanuales en el balance de energía de las regiones continentales y en la
capa más superficial de los océanos. Además de estos, también se pueden
producir grandes cambios en la crioesfera en períodos temporales mayores.
Dada la elevada reflectividad de la nieve y el hielo para la radiación solar y la
baja difusividad térmica del hielo marino comparado con el agua dulce bien
agitada, los campos de hielo y de nieve en latitudes elevadas actúan de
aislántes térmicos para los suelos o mares debajo de ellos evitando que estos
pierdan energía térmica hacia la atmósfera. El fuerte enfriamiento de la
atmósfera cerca de la superficie de la tierra estabiliza la atmósfera frente a la
convección y contribuyen a la ocurrencia de climas locales fríos.
Las grandes superficies de hielo continental no varían lo suficientemente rápido
para influir en el clima de estación o en períodos de pocos años. Sin embargo,
tienen un papel destacado en el cambio climático en una escala de tiempo
mucho mayor (decenas de miles de años, p.e. períodos glaciares e
interglaciares desde el Pleistoceno). Una glaciación disminuirá el nivel del mar
considerablemente del orden de 100 m o más, afectando a la forma de los
bordes de los continentes. Debido a su gran masa y consistencia compacta, las
superficies heladas tienen su propia dinámica con movimientos muy lentos, p.e.
los glaciares se mueven por efecto de la gravedad y pueden aumentar o
disminuir su superficie en el transcurso de siglos dependiendo en la
acumulación local de nieve y en la temperatura.
LITOSFERA
La litosfera incluye a los continentes, cuya topografía influye en el movimiento
del aire, y el fondo oceánico. Excluyendo la capa activa más superficial en la
200

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
que la temperatura y contenido de agua puede variar en respuesta a
fenómenos atmosféricos y oceánicos, la litosfera tiene el tiempo de respuesta
más largo de todos los componentes del sistema climático, de forma que su
topografía se puede considerar como una característica constante.
Existe una fuerte interacción de la litosfera con la atmósfera a través de la
transferencia de materia, momento angular, calor sensible, así como mediante
la disipación de energía cinética por rozamiento en la capa límite planetaria.
La transferencia de materia ocurre sobre todo en la forma de vapor de agua,
lluvia y nieve, y en menor medida, en forma de polvo y partículas. Los volcanes
arrojan materia y energía de la litosfera a la atmósfera aumentando la turbiedad
del aire. La materia particulada añadida así como los gases de azufre
eyectados y que pueden condensarse en la estratosfera, formando
conjuntamente lo que se denomina aerosoles, tiene un importante papel en el
balance de radiación de la atmósfera y por tanto en el clima de la tierra.
También existe una transferencia de momento angular entre la litosfera y los
océanos por medio de la acción de los pares de fuerza entre océanos y
continentes.
La capa de humedad del suelo en la litosfera continental tiene una marcada
influencia en el balance local de energía en la superficie influyendo en la tasa
de evaporación, el albedo superficial y la conductividad térmica del suelo.
BIOESFERA
La vegetación altera la rugosidad del suelo, el albedo de la superficie,
evaporación, escorrentía y la capacidad de carga.
Además, la biosfera influye en el balance de C 0 2 en la atmósfera y océanos a
través de la fotosíntesis y la respiración. Globalmente, la biosfera es sensible a
los cambios en el clima atmosférico. A través del registro de esta señal en los
fósiles, anillos de crecimiento, polen etc., durante épocas pasadas obtenemos
información sobre paleoclimas en la Tierra.
8.5 Escalas de tiempo en el Sistema Climático
Las escalas de tiempo de los distintos componentes del sistema climático
varían mucho de unos sistemas a otros e incluso dentro de un mismo
subsistema.
La escala de tiempo en la capa límite planetaria varia entre minutos y horas;
para la atmósfera libre, la escala de tiempo comprende desde semanas hasta
posiblemente meses; para la capa superior de mezcla en el océano en el rango
de semanas a años; para las aguas oceánicas profundas desde décadas a
milenios; para los mares de hielo desde semanas hasta décadas; para las
aguas interiores y la vegetación desde meses a siglos; para los glaciares la
201

DOCUMENTOS DE TRABAJO
escala de tiempos es del orden de siglos; para las superficies heladas del
orden de milenios así como para los fenómenos tectónicos.
Dada la complejidad interna del sistema climático debido a los diferentes
tiempos de respuesta, es conveniente considerar una jerarquía de niveles. Por
ejemplo, para escalas temporales de horas a semanas, se puede considerar la
atmósfera como el único componente interno del sistema climático; siendo los
océanos, masas de hielo, superficies continentales, bioesfera, condiciones de
frontera constantes.
Por tanto, el sistema climático global puede entenderse como en continua
evolución con algunos subsistemas a la cabeza y los demás desfasados en el
tiempo. La naturaleza altamente No Lineal entre los subsistemas del sistema
climático ocurren en escalas de tiempo y espacio muy diferentes. Por ello, los
subsistemas del sistema climático no están siempre en equilibrio unos con
otros, incluso tampoco en equilibrio consigo mismo.
Debido a la diferencia observada entre la temperatura de los polos y el
ecuador, la disminución de la radiación terrestre ( de longitud de onda larga)
con la latitud es mucho menos pronunciada que la disminución en la radiación
solar absorbida (de menor longitud de onda), originando un excedente neto de
energía en los trópicos y un déficit neto a partir del paralelo 40°. Esta
distribución de fuentes y sumideros proporciona el ímpetu básico para casi
todos los procesos termodinámicos, en general irreversibles, que ocurren en el
interior del sistema climático, incluyendo la circulación atmosférica y oceánica.
Es de interés notar que la entropía de la energía solar entrante es mucho
menor que la entropía exportada por el sistema a través de la radiación de
onda larga. La razón de esta diferencia es que la radiación solar se origina a
una temperatura del orden de 6000K, mientras que la radiación terrestre se
emite a una temperatura de 250 K.
As = AQ/T
Como la Tierra en promedio está en equilibrio radiativo en el techo de la.
atmósfera, la generación de entropía debido a todos los procesos internos del
sistema climático es 20 a 30 veces más grande que la entropía importada.
Además a la vista de los procesos de fricción, difusión y otros procesos
irreversibles, el sistema climático debe ser considerado como un sistema
altamente disipativo.
8.6 Procesos de regulación entre Subsistemas del Clima
En los sistemas abiertos, como en los componentes del Sistema Climático, es
fundamental el análisis de los procesos de autorregulación. La autorregulación
surge del mutuo acoplo de los componentes implicados.
Son numerosos los aspectos del sistema climático que no se conocen aún con
detalle, y una parte considerable de las incertidumbres están relacionadas con
202

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
los mecanismos interactivos de retroalimentación climática; estos pueden
amplificar o amortiguar la respuesta climática ocasionada por un forzamiento
dado.
En los sistemas de autorregulación una parte del resultado (respuesta del
sistema) se introduce en la entrada (condicionantes del equilibrio del
subsistema), de forma que se altera la respuesta neta del sistema. El proceso
de autorregulación puede amplificar los valores de salida (autoestimulación) o
disminuirlos (autocorrección).
El proceso de autorregulación se caracteriza utilizando varios parámetros:
G, función transferencia del sistema G = V2/V i .
Vi valor de la entrada, V2 valor de la salida.
V F porción de la salida que alimenta la entrada.
H, factor de autorregulación.
V i entrada inicial;
V i = Vs + VF
H =VF / V2
V2 = G-V-, = G (V S+ VF) = G-(Vs+H-V2) = G-Vs + G H -V 2 ;
Función de transferencia efectiva , GF = V2/Vs
Gf = G/(1-G-H) = G/ (1-f)
; f = G H autorregulación del sistema
V2 = G /(1-G -H ) • Vs = G /(1-f)- V3
203

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Aplicamos estos conceptos al sistema climático para profundizar un poco más
en su significado.
Alteraciones de la temperatura en la superficie
En condiciones de equilibrio, la radiación neta FTa (solar menos terrestre) en el
techo de la atmósfera es cero. Una de las respuestas del Sistema Climático a
los cambios externos es la variación de la temperatura de superficie, Tsup-
Cualquier perturbación (constante solar, vapor de agua atmosférico, nubes,
C 0 2, erupciones volcánicas), producirá un desequilibrio en la radiación neta en
el techo de la atmósfera, A F t a-
Si el sistema está amortiguado, las variables del Sistema Climático, incluyendo
TSUp, cambiarán de valor para ajustarse al nuevo equilibrio. Podemos imaginar
que AFta es Vs y ATsup es V2
A T sup = G f - A F ta
G f , factor de sensibilidad
La función de transferencia incluye todos los procesos de autorregulación que
tengan lugar como respuesta a la perturbación externa A F Ta . Para los
procesos de autorregulación, la señal de entrada es ahora ATsup y cada uno de
los procesos está caracterizado por una función de transferencia H¡.
Suponiendo que esos procesos sean independientes
AF t a = A F t a + (Ií H¡) ■ATsup
Además del forzamiento externo AFTa existe un efecto neto que viene dado por
el segundo sumando que corresponde a procesos de autorregulación internos,
actuando por su cuenta
A T SuP= ( G/(1- GT¡H¡) ■A F ta = (G/(1- If¡))- A F ta
Hi albedo; H2 vapor de agua; H3 Gradiente ambiental; H4 nubes; H5 C 02, etc
Duplicación del CO? sobre Tsup
Para evaluar el forzamiento radiativo del sistema superficie-atmósfera, AQ, se
mantiene fijos los restantes parámetros climáticos, con G= 4 W/m 2 para una
duplicación instantánea del dióxido de carbono atmosférico,
ATSse relaciona con el forzamiento radiativo mediante la fórmula
ATs = A AQ
; A = (AF/ATs - AS /A TS) ; AQ = (AF - AS)
Si el efecto que este calentamiento produce sobre el sistema climático se
limitase a variar la temperatura ATS= A- AQ = 1,2 °C.
204

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Aumento del vapor H?Q
Se considera de nuevo una duplicación del C 0 2 atmosférico.
La atmósfera, a mayor temperatura, contiene más vapor de agua, gas de efecto
invernadero. Así, un incremento de la cantidad de un gas de efecto invernadero
C 0 2 induce un incremento de otro gas de efecto invernadero H20 lo que
ocasiona un mecanismo amplificador. Dado que este gas también absorbe
radiación solar, la retroalimentación correspondiente producirá un
calentamiento adicional del sistema climático a través de un aumento en la
absorción de la radiación solar.
La retroalimentación asociada al vapor de agua ha amplificado el calentamiento
global inicial desde 1,2°C a 1,9°C (factor de amplificación es 1,6).
Estabilidad de la atmósfera y del clima debida a aerosoles negros
En la última década ha quedado claro la influencia de los aerosoles enfriando el
clima directamente por reflexión de la luz solar al espacio exterior, e
indirectamente a través del cambio de las propiedades de las nubes.
Veremos que el efecto del aerosol atmosférico de origen antrópico no se limita
a enfriar la atmósfera por la formación de sulfatos que aumentan el albedo. Los
compuestos carbonatados de los aerosoles, que incluyen carbono negro
absorbente de la radiación solar, puede producir cambios de temperatura de
distinto signo en función de sus propiedades radiativas y su distribución sobre
los oscuros océanos (bajo albedo) o superficies reflectoras en tierra (alto
albedo).
El enfriamiento de la superficie de la tierra (en comparación con el techo de la
atmósfera) de los aerosoles absorbentes y el consecuente calentamiento de la
troposfera produce una disminución del gradiente ambiental, que ralentizará el
ciclo hidrológico, reducirá la evaporación desde la superficie y reducirá la
formación de nubes.
También ha quedado claro que la proliferación de los aerosoles tiende a
disminuir el tamaño de las gotas, y por ende, inhibe la precipitación. La lluvia y
la nieve pueden variar de localización disminuyendo en las áreas pobladas y
muy contaminadas, y aumentando sobre las zonas oceánicas con menor
concentración de aerosoles absorbentes. Volvemos a encontrarnos con un
encrucijada de disponibilidad de agua potable en ciernes. Las últimas a las que
ha tenido que afrentar el Homo Sapiens fueron superadas, seguramente a
costa de una buena parte de la población mundial del momento. ¿Formamos
nosotros parte del subconjunto de la población que ya ha empezado a disfrutar
las consecuencias de la liberalidad en la emisión de aerosoles absorbentes de
radiación solar?
Procesos de Autoestimulación: Océanos-Atmósfera
En los intercambios océanos - atmósfera, la evolución de las anomalías
térmicas nos ilustra la complejidad de interacciones múltiples autorreguladoras.
205

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Las anomalías de temperatura de la superficie del mar tienden a afectar la
estructura térmica de la baja atmósfera y posteriormente hace variar (a través
de la circulación general atmosférica) la cizalladura del viento (cambio de la
velocidad del viento entre capas contiguas que aumenta la turbulencia del aire).
Las anomalías en la cizalladura del viento constituyen la respuesta de la
atmósfera hacia los océanos que producirán cambios en la circulación oceánica
que en su momento modificarán las anomalías de la temperatura de los
océanos en superficie.
La tensión de cizalladura turbulenta del viento es el principal responsable del
movimiento de las corrientes oceánica por medio del intercambio de momento
lineal en la interfase atmósfera-océano. Para verlo, puede superponerse la
distribución global de la cizalladura turbulenta en los mapas de las corrientes
oceánicas.
- T0 • V es la energía transferida por el viento hacia los océanos (V velocidad
de la corriente oceánica).
Esta magnitud es dos órdenes de magnitud inferior que la disipación por
rozamiento en la capa límite oceánica. El promedio global de entrada de
energía mecánica en los océanos es ~ 0.007 W /m2 .
El flujo turbulento de calor sensible entre la superficie (0 m) y la atmósfera ( z =
10 m) puede analizarse de forma análoga a lo realizado para la transferencia
de momento. En general el flujo de calor sensible está dirigido desde la
superficie hacia la atmósfera, pero hay notables excepciones. Entre las
excepciones están las regiones muy frías ( Groenlandia, gran parte del Ártico y
Antártida) y algunas partes del océano al sur del 40°S y en las corrientes frías
del Pacífico Ecuatorial y al oeste de California, donde el flujo de calor sensible
es desde la atmósfera hacia la superficie.
Sobre los continentes, el flujo de calor es máximo en las zonas áridas ( 60-70
W /m2 en desiertos). Sobre los océanos el flujo de calor turbulento alcanza
valores máximos de 50-60 W /m2 sobre las corrientes oceánicas cálidas. En la
región ecuatorial, donde las diferencias de temperatura son pequeñas el flujo
de calor turbulento también es pequeño.
Atmósfera-Crioesfera
En un artículo reciente (Geophysics Research Letters vol 30, N22, Nov 2003)
se encontró que durante los máximos del ciclo solar, la Oscilación del Atlántico
Norte tiene una relación significativa con el clima en primavera-verano,
mientras que esta relación entre los inviernos y veranos que siguen es muy
débil durante los años de mínimo solar.
En los años de intensidad máxima, la NAO (Oscilación del Atlántico Norte) de
invierno afecta a la cubierta de nieve en primavera sobre el continente
euroasiático y las banquisas de hielo del mar de Barents. Los autores de ese
estudio creen que la influencia del NAO en la climatología del verano está
206

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
modulada por el ciclo solar a través de los procesos que ocurren en la
superficie de la crioesfera.
Secuestro del CO? por la biomasa
En los últimos años se ha explorado la hipótesis de secuestrar C 0 2 en las
profundidades del océano. Intensificando el proceso natural de formación de
biomasa marina fertilizando esas zonas con altos valores de nutrientes y con
bajo nivel de clorofila, durante períodos de 1000 a 2000 años, a 2 euros
tonelada de C 0 2.
En uno de los experimentos realizados en el Pacífico Ecuatorial, se fertilizaron
5000 millas cuadradas lográndose la captura de 600.000 a 2.000.000 toneladas
de C 0 2 en 20 días. De esta forma se logró un incremento de la diatomeas,
duplicándose o triplicándose cada día hasta que se agotó el nutriente limitante.
Al añadir hierro en forma de quelatos, se produce una explosión de fitoplancton
que se hundirá por debajo de la termoclina debido a su elevada densidad,
hasta que sus componentes se mueran. El proceso deben realizarlo evitando
que ese fitoplancton sea ingerido por el zooplancton antes de que llegue al
fondo oceánico, lo que devolvería al carbono (incorporado al zooplancton) a las
aguas superficiales, altamente oxigenadas que terminarían devolviendo el C 0 2
a la atmósfera (Nature 386, 6 marzo 97, pp240-243 ).
207

I l l l ; / ■=
D O C U M EN T O S DE TRABAJO 3 fl

TEM A IX. ELEMENTOS C LIM Á T IC O S TÉRM ICO S
9.1 Factores climáticos
La temperatura se define como el nivel térmico de un cuerpo; es proporcional a
la energía cinética media de las moléculas cuando se mide en grados Kelvin.
El Intercambio de calor es una forma de transmisión de energía térmica entre
dos cuerpos que están a distinta temperatura.
El calentamiento se puede producir directamente (por absorción de la energía
solar) e indirectamente (a través de intermediarios como son el suelo y el
agua). La transferencia de calor (desde el cuerpo de mayor temperatura al de
menor) se puede realizar por tres mecanismos físicos. Conducción, convección
y radiación y todos actúan simultáneamente en el sistema Tierra-Atmósfera-
Océano, transfiriendo calor entre la superficie de la Tierra (tanto del suelo como
del mar) a la atmósfera.
Conducción: transferencia de calor a través de la materia por actividad
molecular, por choque de unas moléculas con otras, con un flujo desde las
temperaturas más altas a las más bajas. Los buenos conductores son los
metales. El aire es un mal conductor, por lo tanto la conducción de calor es
importante sólo entre la superficie terrestre y el aire en contacto inmediato con
la superficie (que adquiere la temperatura de éste).
Convección: transferencia de calor por movimiento de masa o circulación
dentro de la sustancia, sólo se produce en líquidos y gases donde los átomos o
moléculas son libres de moverse en el medio. La mayor parte del calor ganado
en las capas bajas de la atmósfera por conducción y radiación, es transportada
a otras capas o regiones por convección. En el caso de la convección en la
atmósfera (y los océanos) el aire puede moverse horizontal y verticalmente. En
meteorología el movimiento del aire se llama convección si es vertical hacia
arriba, subsidencia si es vertical hacia abajo y advección si es horizontal.
Radiación: transferencia de energía por ondas electromagnéticas, se produce
directamente desde la fuente en todas las direcciones.
La superficie terrestre absorbe el 47% de la radiación solar incidente en la
atmósfera y se calienta, expresando energía radiante. La atmósfera absorbe
más energía terrestre (infrarrojo lejano) que solar (visible e infrarrojo próximo),
ya que el vapor de agua y el anhídrido carbónico de la troposfera absorben la
mayor parte de la radiación que emite la tierra, evitando que se pierda en el
espacio y aumentando su temperatura. Por lo tanto la atmósfera permite la
entrada de una gran parte de energía solar y además, evita la pérdida de la
mayor parte de la energía emitida por la tierra. Esto se llama efecto invernadero
y gracias al cual solo se pierde alrededor de un 5% de la radiación terrestre al
espacio exterior. (Tema II).
211

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Factores climáticos son las causas, que si varían, producen un cambio en el
clima:
Factores astronómicos: radiación y latitud.
Factores geográficos: continentalidad, relieve y altitud.
Factores meteorológicos: dinámica de la atmósfera, masas de aire y
vientos.
Hablaremos someramente, haciendo un repaso, de los distintos factores.
Radiación. La energía que llega a la tierra (en forma de ondas
electromagnéticas) está formada por rayos de distinta longitud de onda:
Rayos ultravioleta. No visibles, longitud de onda muy pequeña, muy
energéticos.
Rayos luminosos. Visibles, longitud de onda m ayor que los ultravioleta.
Rayos térmicos. No visibles y mayor longitud de onda, poco energéticos.
Efectos de la atmósfera sobre la radiación solar
No toda la radiación solar incidente en el límite de la atmósfera llega a la
superficie terrestre, produciéndose distintos fenómenos, como son: absorción,
reflexión y dispersión.
La absorción es el proceso por el cual un flujo de radiación penetra en un
cuerpo y se transforma en energía térmica, aumentando la temperatura del
mismo. La radiación sufre una absorción selectiva, al atravesar la atmósfera:
• Las radiaciones de longitud de onda muy corta (rayos ultravioletas)
son casi enteramente absorbidos por el ozono de la atmósfera.
• La atmósfera se deja atravesar fácilmente por las radiaciones
luminosas de longitud de onda mayor (rojo, anaranjado y amarillo) y
difícilmente por las luminosas de longitud de onda menor (violeta y
azul).
®Las radiaciones de longitud de onda muy larga, o radiaciones térmicas,
son absorbidas en forma variable, según la cantidad de vapor de agua
y C 0 2 existentes en la atmósfera. Cuanto más abundan, más
debilitadas resultan dichas radiaciones.
La reflexión se produce cuando una radiación al incidir sobre un cuerpo es
desviada o devuelta, sin modificar sus caracteres.
La dispersión es un fenómeno similar a la reflexión, diferenciándose de ésta en
que la radiación modifica sus caracteres al ser devuelta o desviada. Luz difusa
o indirecta.
21 2

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
9.2 Leyes cualitativas acerca de la radiación solar
Ley de Bouguer:
La intensidad calorífica de una radiación que atraviesa un medio transparente
decrece en progresión geométrica cuando la masa atravesada crece en
progresión aritmética.
Ejemplo
Masas atravesadas: 1-2-3-4....n. Figura 9.1
Figura 9.1. Consecuencias de la Ley de Bouguer. Espesores de capas de aire
Atravesadas para ambas posiciones
Figura 9.2 Relación entre el ángulo de incidencia de los rayos y la intensidad calorífica de los mismos. A
medida que los rayos llegan más inclinados deben distribuirse en mayor superficie; por tanto la cantidad
de energía recibida por cada cm2 de la superficie disminuye.
I= lo.e mx / (V3)-2 (ver tema II)
Intensidad de la radiación 1/31-1/32-1/3s- ............ 1/3n.. (Ver Tema II)
213

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Ley del coseno de oblicuidad:
La intensidad de calor recibido por una superficie horizontal depende de la
inclinación con que llegan los rayos solares. La mayor intensidad se produce
cuando los rayos solares caen verticalmente; la menor intensidad cuando el sol
está cerca del horizonte y, en consecuencia, los rayos llegan muy oblicuos.
Calor recibido según la latitud
En cualquier punto de la tierra, la cantidad de calor recibido por centímetro
cuadrado de suelo horizontal, varía según la época del año debido a que el eje
de rotación de la tierra forma un ángulo de 23°27’ con la perpendicular trazada
por su centro a la órbita terrestre. Además, debe tenerse presente que, al
desplazarse la Tierra, su eje siempre se traslada paralelamente a sí mismo. La
resultante geográfica de todo lo enunciado es: a) La cantidad de calor solar
recibida diariamente disminuye desde el ecuador a los polos, en otoño, invierno
y primavera, b) En verano es a la inversa; esa cantidad aumenta desde el
ecuador a los polos. Recuérdese que en verano la duración del día crece con la
latitud, c) Cuanto mayor es la latitud, mayor es la amplitud en el curso del año.
Temperatura del suelo según su distribución geográfica
Los climatólogos, geógrafos, botánicos, zoólogos y agrónomos tienen el mayor
interés por conocer cual es la distribución de la temperatura sobre la superficie
de la tierra. En el transcurso de los años y en todos los observatorios
meteorológicos se han acumulado miles de datos de temperatura; para poder
estudiarlos se recurre a su simplificación para facilitar la interpretación de su
distribución geográfica. Ello indujo al trazado de las líneas isotermas.
Llámese isoterma la línea que une puntos de la Tierra que acusan la misma
temperatura. Dado que la temperatura del aire disminuye con la altura, para
construir las isotermas, para cada observatorio se calcula la temperatura que
éste tendría si estuviera situado al nivel del mar.
Al analizar la distribución geográfica de la temperatura, se usan especialmente
las isotermas anuales de julio y enero, utilizando valores normales (media de
30 años +/-desviación típica).
Si la superficie terrestre estuviera constituida por un material uniforme y si,
además no existieran relieves, la temperatura media anual de cada localidad no
dependería más que de la cantidad de calor recibido del sol. En tal caso, las
líneas isotermas tendrían un trazado muy simple, pues serían paralelos
terrestres.
Las irregularidades están originadas undamentalmente por las siguientes
causas:
Distribución de tierras y mares (tanto el ecuador térmico como el polo de frío
se hallan desplazados del ecuador y polo norte geográfico debido a los grandes
continentes cálidos en el hemisferio norte y a la gran masa continental asiática
214

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
que, en las largas noches invernales, se enfría de forma muy intensa. En el NE
de Siberia la ta media normal del mes de enero es de -48°C, aún no hay series
completas del continente antartico, pero en los últimos años la ta media del mes
más frío fue de -70°C . La localidad dónde se ha registrado la temperatura
media mensual normal más alta se encuentra en Ouallen, Argelia, con 38,4°.
9.3 Temperatura del suelo
El suelo constituye una parte importante del ambiente físico que rodea a las
plantas. El sistema radicular de los vegetales profundiza en el suelo y, a la vez
que sirve de sostén o anclaje, debido al íntimo contacto entre las raíces y el
suelo, las variaciones de temperatura de éste afectan notablemente los
procesos fisiológicos que se cumplen en la parte subterránea de las plantas.
La medición de la temperatura del suelo se realiza con geotermómetros, que se
encuentran enterrados a distintas profundidades.
La variación diaria de la temperatura de la superficie del suelo sufre una
variación diaria mayor que la acusada por la temperatura del aire. Cuando se
estudia la variación diaria a distintas profundidades se observa:
La amplitud diaria decrece rápidamente con la profundidad.
En superficie 16°
A los 12 cm---------8°
A los 24 cm---------4°
A los 36 cm---------2°
Y a partir de los 50cm la amplitud es insignificante.
El momento en que se alcanza la Temperatura máxima o mínima sufre un
retraso, con respecto al momento de la Ta máxima o Ta mínima del aire que
aumenta con la profundidad.
9.4 Temperatura del aire
El estudio de la temperatura del aire es muy importante por ser ésta, y sus
variaciones, la causa inicial de un gran número de fenómenos meteorológicos.
Todos los fenómenos fisiológicos de los vegetales están influidos por la
temperatura del aire.
Todo proceso fisiológico es posible solamente dentro de ciertos límites de
temperatura. Para cada fenómeno, en general, existe una temperatura dada en
ía que se produce con mayor rapidez (temperatura óptima). Ejemplo las
plantitas de maíz a 32°C, para la maduración del trigo 19°C.
La temperatura se encuentra entre los principales factores que afectan a
la propagación y desarrollo de enfermedades en los vegetales. Ejemplo:
la infección de la vid se produce más rápidamente entre los 12 y 26°.
215

DOCUMENTOS DE TRABAJO
El crecimiento y actividades de los insectos, muchos de los cuales son plagas
de la agricultura, son influidos acentuadamente por la temperatura del aire.
Porque siendo de sangre fría, su temperatura corporal refleja la de su medio,
es decir, no es constante. Por lo tanto, su metabolismo se acelera
automáticamente con un incremento de la temperatura ambiente, aumentando
así su capacidad destructora de los cultivos.
Para tomar la temperatura se usa en meteorología, el termómetro de mercurio,
para establecer la escala de éste se ha llegado a una convención: considerar
como puntos de referencia dos temperaturas fijas que ofrece la naturaleza,
una la del hielo que se está fundiendo y otra la de vapor de agua cuando la
ebullición se realiza a nivel del mar.
En la escala llamada centígrada (0o) a la del hielo que se está fundiendo, y
temperatura de (100°) a la del vapor de agua cuando la ebullición se realiza a
nivel del mar. Este intervalo fue dividido por Celsius en 100 partes iguales ó
grados.
La escala Fahrenheit marca 32 ° en el hielo fundente y 212 en el vapor de agua
hirviendo. Por consiguiente (212-32)= 180° F equivalen a 100° C.
Temperatura media diaria
Ya que la temperatura en un día, sufre muchas modificaciones debido a la altura
que adquiere el Sol, el cambio de dirección del viento, el paso de las nubes,
etc., se recurre a la temperatura media diaria. Este valor se puede calcular por:
a) sumando y promediando las temperaturas registradas en las 24 horas del
día. Solamente se puede hacer cuando tenemos datos de cada hora, ó bien un
termógrafo.
O bien
b) Sumando y promediando las tres observaciones diarias de las 8, 14 y 20
horas.
O bien
c) Sumando y promediando las temperaturas mínima y máxima del día.
Temperatura media mensual
Se calcula sumando la temperatura media diaria de todos los días y dividiendo
esta suma por el número de días que posee el mes.
Temperatura media anual
Se suman las doce temperaturas medias mensuales y esta suma se divide por
doce. Aunque en realidad deberían sumarse todas las temperaturas medias
diarias y dividir por 365.
216

A P U N T E S D E M E T E O R O L O G Í A Y C L I M A T O L O G Í A P A R A EL M E D IO A M B I E N T E
Temperatura media normales
Los valores normales son índices eminentemente climatológicos y sirven para
estudiar, comparar y clasificar los climas, es indispensable que se hayan
efectuado observaciones continuadas durante 30 años como mínimo, y
representan la temperatura media típica que corresponde al clima de la
localidad.
Temperatura media diaria
La temperatura normal diaria es la temperatura media que debiera registrarse,
en un día dado del año, si el tiempo fuera el mismo todos los años. Ejemplo el
día 7 de octubre la temperatura normal es de 11°C para Madrid, esto significa
que todos los 7 de octubre debiera registrarse esta temperatura, pero como no
es cierto el cálculo, si nosotros disponemos de datos de 40 años sería: media
del 7 de octubre de 1945, media de octubre de 1946 así hasta llegar al 2006.
Con las temperaturas normales mensuales y anuales se procede de igual
manera.
Variación diaria y anual de la temperatura
El conocimiento exacto de la variación diaria de la temperatura es muy
importante para valorar un clima desde el punto de vista climatológico, agrícola
etc. Para tal fin se recurre a los valores medios normales de temperaturas de
cada mes del año. En un sistema de coordenadas, sobre el eje horizontal se
toman longitudes proporcionales a las horas del día y, sobre el eje vertical,
longitudes proporcionales a las temperaturas. Gráfico adjunto:
La mayor intensidad de los rayos solares se produce a las 12 horas solares,
que es cuando el sol envía más perpendicularmente sus rayos, la mayor
temperatura se produce dos ó tres horas más tarde, respecto de éste
momento. La principal razón es:
Si la tierra no perdiera calor, la temperatura iría en continuo aumento desde la
salida hasta la puesta del sol y la máxima temperatura se registraría en el
217

DOCUMENTOS DE TRABAJO
momento de ponerse el sol. En realidad la Tierra pierde calor, al mismo tiempo
que recibe las radiaciones térmicas de la atmósfera y las nubes. La importancia
de la pérdida de calor que experimenta la Tierra depende de la Temperatura,
cuanto más elevada es la temperatura más calor pierde (Ley de Stefan). En las
horas de la mañana la temperatura de la superficie de la tierra es más baja y la
pérdida de calor es pequeña, en consecuencia la temperatura va en aumento.
En las horas de la tarde la temperatura de la superficie es elevada y las
pérdidas de calor elevadas, en consecuencia la temperatura va en descenso.
Amplitud diaria
En cualquier clima de la Tierra, en un día se registra siempre una temperatura
máxima y una mínima. La cantidad de grados existentes entre ambos valores
es lo que se llama amplitud aperiódica diaria. Se procede de la misma manera
para calcular la amplitud media mensual.
Causas:
La amplitud diaria está determinada por varios factores, los principales son:
latitud, estaciones del año, distancia del mar, topografía del lugar, altura sobre
el nivel del mar y nubosidad.
La amplitud diaria aumenta desde los polos hacia el ecuador, ya que en el
ecuador los días son muy cortos (12 horas) y el sol, a mediodía, envía sus
rayos verticalmente. En consecuencia, la intensidad de la radiación solar,
siendo muy débil al salir el sol, llega a ser muy fuerte a mediodía y nuevamente
muy débil al ponerse el sol. A ello debe agregarse que durante la noche (como
es relativamente larga), la temperatura del suelo sufre un marcado descenso; el
resultado final es una gran amplitud diaria.
En látitudes medias (entre los paralelos 30° y 45°), la amplitud diaria es mucho
mayor en verano que en invierno ya que la T a de la superficie terrestre es
mayor en verano que en invierno y la pérdida de calor es más intensa en las
noches estivales que en las invernales; en consecuencia el descenso de la
temperatura será mayor en las noches de verano, aún cuando éstas sean más
cortas.
La amplitud diaria es mayor cuanto más grande es la distancia existente entre
la localidad y el mar. La razón principal radica en que la temperatura del aire se
eleva poco por calentamiento directo y mucho por el contacto con el suelo ó
agua.
A su vez, la superficie del suelo y del agua acusa distintos calentamientos en
igualdad de energía solar recibida. Por ejemplo si un m2 de suelo y agua tienen
una Ta de 10°C y una idéntica radiación solar, después de varias horas, la
superficie del suelo acusará 30°C y el agua solamente 12°C. Además sobre los
continentes la atmósfera es más seca y más fácilmente atravesada por las
radiaciones térmicas.
La topografía también tiene gran influencia sobre la amplitud diaria. Los puntos
situados sobre los fondos de los valles tienen mayor amplitud que los situados
218

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
sobre las laderas; ello se debe a que durante las noches el aire enfriado en las
laderas de las montañas, más pesado, se desliza por las mismas y se acumula
en el fondo del valle, vientos o brisas anabáticos, produciéndose una
temperatura más baja
Variación anual de ia temperatura
Exceptuando las regiones vecinas al ecuador, donde la Ta es prácticamente la
misma en todas las épocas del año, en las restantes regiones de la tierra la Ta
varía apreciablemente de acuerdo a las épocas del año.
La causa primordial es la variación de la duración del día y la inclinación de los
rayos solares que llegan a la superficie.
En latitudes intertropicales (entre los 0° y 30° N/S) se registran dos máximos
anuales en los equinoccios y dos mínimos en los solsticios. La oscilación
térmica es muy reducida por la existencia de gran cantidad de vapor de agua
en la atmósfera. Las lluvias torrenciales durante el verano, hacen que las
temperaturas sean inferiores a las de invierno y que la máxima otoñal esté muy
retrasada.
En latitudes medias y altas, las temperaturas media anuales se van haciendo
paulatinamente más bajas al alejarse de! ecuador. Suele haber un máximo de
Ta poco después del solsticio de verano y un mínimo después del solsticio de
invierno. Existe un retraso de casi un mes en las temperaturas máxima y
mínima respecto a la insolación máxima y mínima, debido a que el
calentamiento de la atmósfera se realiza en gran parte, a través del suelo y el
agua. La oscilación térmica depende de la continentalidad del lugar. En zonas
costeras las temperaturas máximas y mínimas anuales se registran un mes
déspués que en el interior del continente, debido a que las grandes masas de
agua se enfrían y se calientan más despacio que el suelo.
9.5 Cuadro resumen de las temperaturas
Las temperaturas que podemos obtener de un Observatorio meteorológico, y
para uniformar criterios de nomenclatura son las siguientes:
Máxima Absoluta (Ta) — La Temperatura máxima de cualquier máxima
mensual.
Media de máximas absolutas (T a ) — Media de las máximas mensuales.
Media de máximas (T) — Media de las medias de máximas mensuales.
Media (tm) — Media de las medias.
Media de mínimas (t) — Media de las medias de mínimas mensuales.
Media de mínimas absolutas (t’a) — Media de las mínimas mensuales.
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DOCUMENTOS DE TRABAJO
Mínima absoluta (ta) — La temperatura mínima de las mínimas mensuales.
Cuando añadimos un n° romano como subíndice nos estamos refiriendo al mes
dentro del año, mientras que cuando añadimos un n° arábigo estamos
ordenando de menor a mayor:
Ejemplo: Enero es el mes I
Febrero es el mes II
Marzo es el mes III
Diciembre es el mes XII.
Sin embargo, si observamos el cuadro adjunto de temperaturas medias de la
estación de Aledo (Murcia).
Mes enero febrero marzo abril mayo junio julio agosto septiembre octubre noviembre diciembre
tm 5.6 7 9.2 10.7 14.3 18.2 22.1 22.4 19.0 14 10 6.8
El número arábigo como subíndice corresponde a:
trrii Enero
tm2 Diciembre
tm3 Febrero
tm4 Marzo
tm5 Noviembre
tm6 Abril
tm7 Octubre
tm8 Mayo
tm9 Junio
tm10 Septiembre
tmn Julio
tmi2 Agosto
220

D O C U M E N T O S DE TRABAJO
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T E M A X . ELEMENTOS C LIM Á T IC O S H ÍD R IC O S . F O R M A C IÓ N
DE NUBES Y PRECIPITACIONES. EVAPO TRANSPIRACIÓ N
10.1 Rocío y escarcha
El rocío y la escarcha se producen directamente sobre el suelo y los objetos
que hay en él.
El rocío, al igual que la escarcha, se forma por condensación directa sobre los
objetos, sobre todo por la noche cuando la superficie de la tierra lleva horas
irradiando infrarrojo y desciende la temperatura. En climas secos, el rocío
puede ser un aporte hídrico fundamental para el crecimiento de algunas
plantas. Esta situación se observa entre otros sitios en las estepas secas
próximas a una costa. La brisa marina deposita sobre la costa una masa de
aire húmedo durante el día, que se condensará en rocío por la noche al
enfriarse el aire.
La escarcha consiste en cristales de hielo en forma de agujas y plaquitas que
se forman al paso directo del vapor de agua a cristales de hielo.
Nieblas
La presencia de gotitas de agua líquida y aerosoles en el aire durante una
niebla limita la visibilidad a menos de 1.000 metros.
La mayor parte de las nieblas se producen por enfriamiento del aire en contacto
con la superficie terrestre o por evaporación.
En las noches claras con gran irradiación en el infrarrojo, el aire en contacto
con el suelo termina bajando su temperatura lo cuál eleva la humedad relativa
hasta que se alcanza la saturación, formándose la “niebla de irradiación”. Si el
aire húmedo se dirige hacia una región fría, irradiará energía infrarroja neta al
suelo, enfriándose y originando la llamada “niebla por advección”.
Cuando el aire remonta una montaña o colina, se expande adiabáticamente y
al bajar su temperatura se inicia la condensación, se llaman “nieblas de ladera”
o “nieblas de montaña”.
La interfase entre láminas de agua a más temperatura con aire más frío y de
menor HR, puede originar nieblas por evaporación, igual que cuando
exhalamos aire a la temperatura de los pulmones en aire frío del exterior.
También se observan nieblas de evaporación en sistemas frontales, cuando la
lluvia originada en el sector cálido de altura cae a través del aire de la masa fría
pegada al suelo.
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10.2 Formación de nubes
El 70% de la superficie de la Tierra es agua, y gran parte del resto o es hielo o
son superficies húmedas. En principio deberíamos esperar que el aire en
contacto con estas superficies (salvo las superficies muy áridas) esté saturado
a la temperatura de la superficie. De acuerdo con esto deberíamos ver una
ancha capa de aire saturado cubriendo gran parte de la superficie que se
mantendría por la continua evaporación del agua, es decir, deberíamos esperar
una gran capa de niebla rodeando toda la Tierra.
Como realmente observamos pocas nieblas, debe existir algún mecanismo que
esté retirando agua de la atmósfera de un modo bastante eficiente. Este
mecanismo es la precipitación que asegura que buena parte de las gotas de
nubes y cristales de hielo crezcan hasta un tamaño suficiente como para caer a
la superficie antes de terminar de evaporarse.
El proceso menos eficiente de precipitación se observa en las espesas capas
de niebla que pierden continuamente parte del agua en suspensión por medio
de gotas muy finas, con un tamaño intermedio entre las minúsculas gotas de
nubes y las gotitas correspondientes a las lloviznas. Estas pérdidas resultan
insuficientes para despejar la niebla por precipitación.
Para lograr precipitaciones más eficientes es necesario la presencia de
corrientes ascendentes persistentes y capas de nubes de espesores mayores.
Cuando esto ocurre, el flujo de precipitación sobre cualquier superficie excede
con mucho el caudal evaporado en la misma. Solamente una parte de la Tierra
está cubierta de nubes con precipitación eficiente, pero estas nubes se están
alimentando de la evaporación en todo el planeta.
Las nubes son la manifestación física de la atmósfera en movimiento. La
naturaleza y desarrollo de diferentes tipos de nubes depende de la densidad
del aire que la forman respecto a la del aire a su alrededor.
Cuando el aire asciende para producir una nube, lo hace por
siguientes motivos.
alguno de los
1) Se ha convertido en más liviano que el que se encuentra a su alrededor
como resultado de su humedad y de estar más caldeado, produciendo nubes
convectivas inducidas térmicamente.
2) Ha sido forzado a sobrepasar algún obstáculo que se interponía en su
trayectoria, por ejemplo una cadena montañosa, produciendo mecánicamente
nubes inducidas por la orografía.
3) Ha sido forzado a ascender debido a la convergencia de aire en la superficie,
por ejemplo en una depresión, produciendo diferentes nubes inducidas
dinámicamente.
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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Si la temperatura de la parcela de aire se enfría suficientemente el aire se
convertirá en saturado y normalmente comenzará un proceso de condensación
de agua, de vapor a líquido. La condensación de vapor de agua dentro de la
parcela de aire considerada dará lugar a la transferencia de calor latente al
ambiente y por tanto a una disminución del gradiente de enfriamiento con la
temperatura. Cuando el aire saturado es forzado a ascender se enfría a un
nuevo ritmo, el correspondiente al gradiente adiabático del aire saturado.
Cuando una parcela de aire es forzada a ascender o entra en un proceso
convectivo, suele ser normal que no esté saturado a nivel del suelo y se vuelva
saturado al ascender una determinada altura. A esta altura, conocida como
nivel de condensación o base de la nube, se empezará a formar una nube.
Las nubes son agregados visibles de partículas minúsculas de agua, hielo o
ambas cosas que se mantienen en suspensión en el aire. Una nube no es una
entidad aislada que deriva por la atmósfera sino mas bien una manifestación
visible de los procesos físicos que tienen lugar en la atmósfera, unos con
tendencia a formar una nube, otros tendiendo a disiparla; cuando los primeros
procesos dominan se forma la nube.
Dos factores importantes determinan la apariencia de las nubes.
La estabilidad de la atmósfera en la que se forma la nube.
1)La estabilidad determina la naturaleza de los movimientos verticales; si
la atmósfera es estable el aire forzado a subir lo hará en un ascenso suave
despacio y desparramándose en una gran superficie, lo que da lugar a nubes
estratiformes.
Si la atmósfera es inestable, las parcelas de aire ascenderán espontáneamente
en movimientos rápidos y localizados que darán lugar a una dispersión de
nubes cumuliformes.
2) El contenido, agua o hielo, de la nube y si se desprende precipitación de la
nube. Las nubes de hielo tienen bordes difuminados y en general son tenues,
mientras que las constituidas por agua líquida tienden a ser más definidas en
sus contornos.
En cualquier instante, aproximadamente la mitad de la superficie del planeta
está cubierto de nubes cuyos espesores varían entre unas pocas decenas de
metros y toda la anchura de la troposfera (muy pocas). La existencia de estas
nubes suele ser efímera; un cúmulo puede desarrollarse rápidamente en media
hora hasta abarcar una extensión de 10 kilómetros cuadrados; y desaparecer
una hora después tras haber dejado un rastro de lluvia. La existencia de las
gotas de agua dentro de las nubes es aún de menor duración siendo esta del
orden de varias decenas de minutos.
Las grandes espirales de nubes asociadas con frentes de latitudes medias
(nimbo-estratos) son aparentemente más persistentes, pareciendo que duran
incluso una semana o más días. Sin embargo, un análisis detallado muestra
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que el aire fluye a través de estas nubes tan rápidamente que cualquier parcela
de aire se mantiene dentro de la nube por espacio de tan sólo uno o dos días,
saliendo de la nube o evaporándose a partir de ese momento. Como podemos
encontrar nubes en todas partes su mecanismo de formación y extinción debe
ser muy rápido.
Cuando se inicia la precipitación las gotas son mucho mayores que las gotas
de agua originales de la nube. Poco después de iniciarse la precipitación las
partículas más grandes aparecen debajo y las más pequeñas encima. Se
formarán hilos de precipitación debajo de la nube y la base de la nube, si la
lluvia se generaliza, se desdibujará.
La niebla se define como un estado de opacidad atmosférica en el que la
visibilidad es menor que un kilómetro. Puede ser considerado como una nube
estratiforme con su base en el suelo.
Las nubes se clasifican en un gran número de categorías; así atendiendo a la
altura en la que se suelen encontrar se distingue
Nubes altas entre 6000 y 12000 metros.
(Cirrus, Cirrostratos, Cirrocúmulus)
Nubes Medias entre 2500 y 6000 metros.
( Altostratus, Altocúmulus, Nimbostratus)
Nubes Bajas hasta una altura de 2500 metros.
(Stratus, Stratocúmulus)
Nubes de Desarrollo Vertical: de gran espesor, van desde cerca del suelo hasta
grandes alturas.
(Cúmulus, Cumulonimbus)
10.3 Precipitación y formación de Gotas
Al enfriarse el aire, su humedad relativa empezará a aumentar hasta la
saturación en la que su humedad relativa será del 100%. Esto raramente
ocurre en la naturaleza sin que se produzca la condensación de agua. Sin
embargo, en condiciones de laboratorio, el aire limpio húmedo puede absorber
agua por encima de la saturación sin condensarse. Esto implica que la
condensación no ha tenido lugar directamente como consecuencia de alcanzar
la temperatura de rocío. Una muestra de aire muy limpio, en condiciones de
laboratorio, puede llegar a tener una humedad relativa del 700% sin que tenga
lugar la condensación. En la naturaleza nunca se encuentran humedades
relativas de esta magnitud, por lo que parece claro que simplemente por enfriar
por debajo del punto de rocío no se logra la condensación, y aún menos la
precipitación.
226

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Presión de vapor en función de la concentración y el radio
La presión de vapor a la que el agua se condensa depende de una forma muy
marcada del radio de curvatura y de la presencia de sustancias higroscópicas;
los datos tabulados de presión de saturación del vapor de agua corresponden a
una superficie de separación plana en la interfase vapor-líquido, ps.
La fórmula de Kelvin para la densidad de saturación para una gota de radio r es
2 a
pr/ps = exp (A/r-T) A = --------
pw • R H 20
las gotas pequeñas se evaporan antes que el agua sobre superficies de mayor
radio o planas (ps).
Las leyes de Raoult para las disoluciones indican que la presencia de un soluto
reduce el equilibrio de la densidad de vapor sobre una superficie plana según la
concentración 'm ' del soluto disuelto en la gota. La densidad de vapor
saturante disminuye proporcionalmente a la molalidad e inversamente
proporcional al cubo del radio.
pr/ps ~ - B-m/r3
Utilizando los primeros términos del desarrollo en serie de la función
exponencial la suma de los dos efectos simultáneos puede expresarse como:
pr/ps= 1 + A/r-T - B-m/r3
Existe un radio crítico a partir del cual la gota empieza a crecer mucho.
Para radios muy pequeños el término higroscópico es dominante y la presión
de saturación de la gota es inferior a la presión de saturación plana (la gota
puede crecer aunque HR <100% , ver Nature vol 388 24 jul, p336 1997).
Para radios mucho mayores el efecto de la curvatura es dom.inante y la presión
de saturación en la superficie es mayor que la presión de saturación plana, por
lo que necesitará una sobresaturación del aire para que la gota condense más
agua en su superficie; pero esta sobresaturación disminuye a medida que
aumenta el radio.
227

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Figura 10.1 Formación de gotas por condensación de vapor. En ordenadas,
Flumedad relativa respecto a una superficie plana de agua. En abcisas, Radio
de las gotas en mieras. (Curva superior, efecto de la curvatura. Curva inferior,
efecto de la concentración de la sustancia disuelta. Curva en .trazo grueso,
resultante de ambos efectos)
Dinámica de la gota de nube
Las condiciones de crecimiento y el tiempo necesario para alcanzar un cierto
volumen se pueden estudiar por medio de la ecuación de Fick
J = - D-VC
J masa que cruza por m2 de área en la unidad de tiempo;
si se trata del flujo de vapor F que se difunde hacia la esfera tendremos
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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 4,2 Flujo de vapor de agua F, cuando pa> Pg
Que produce un aumentp del tamaño.
F = 4-7c-n2-D-dp/dn
; Flujo de vapor de agua. Positivo hacia la gota
D= coeficiente de difusión del vapor de agua en el aire;
dp/dn gradiente de densidad de vapor de agua a la distancia 'n ' del centro de
la gota esférica.
F J”rdn/n2 =4-7i-D-ídp ; F =4-n r-D- Ap
F > 0 si Ap > 0
El flujo es positivo (hacia la gota) si la presión de vapor de agua del ambiente
excede de la presión del vapor de agua en la superficie de la gota, y este flujo
es proporcional a esa diferencia de presiones de vapor.
El flujo de vapor de agua da lugar a la condensación y al aumento de la masa
de la gota.
F = pw* d/dt (4/3-jrr3) = 4n;-pw-r2 dr/dt = 4-irr-D-Ap
r-dr/dt = D Ap/ pw finalmente la velocidad de crecimiento de la gota es
dr/dt = D -Ap/ pw -1/r
Si la diferencia de presión de vapor entre el ambiente y la superficie de la gota
se mantiene constante Ap =cte, el ritmo de crecimiento de la gota dr/dt es
inversamente proporcional al radio.
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Las gotas crecen muy deprisa al principio y mucho mas despacio después (con
una ligera sobresaturación 0.05% pueden alcanzar un tamaño de 0.5 mieras en
unos pocos segundos, pero aún tardará un día en llegar a tener al tamaño de
una gota de lluvia 10 a 20 mieras, sólo por difusión en un ambiente saturado).
Si llamamos Sobre Saturación SS a:
SS=(RH-100)
la diferencia de densidades puede expresarse como
Ap = pa - ps = p s /1 0 0 -(1 0 0 -p a /p s -100) = ps/100-SS
(pw-100/D- ps)
r-dr/dt = SS/( pw-100/D- ps) ; t = -----------------(r22-n 2)
2-SS
En realidad el aire atmosférico nunca está limpio y puro, siempre existen
impurezas que proporcionan una superficie en la cuál el aire se condensa. Al
nivel del suelo el papel de estas superficies lo juegan la tierra del suelo, la
vegetación, etc. sobre los que se depositan el rocío y las heladas.
En la atmósfera existen núcleos de condensación de origen natural por lo que
es raro encontrar humedades relativas por encima del 100%. De hecho, la
mayoría de los núcleos de condensación tienen afinidad por el agua; por
ejemplo, la condensación en núcleos de sal común puede iniciarse con
humedades relativas tan bajas como el 78%.
10.4 Núcleos de condensación
Los núcleos de condensación están presentes en la atmósfera en grandes
cantidades y en tamaños que cubren un amplio espectro. Suelen ser partículas
sólidas, gotas de disolución y de mezclas de partículas en las que parte son
solubles y parte insolubles.
Tipo
Diámetro (pm)
Concentración
media. N°/m3
Cantidad por cm 3
Núcleos Aitken 0,01 -0 ,4 4 -1 0 10 4 104
N. grandes 0 ,4 -2 108 102
N. Gigantes 2-60 106 - 103 0,5-1
Núcleos de Aitken
Tienen diámetros inferiores a 0,4 mieras y se forman principalmente en los
procesos de combustión tanto de origen humano como natural. Sus
concentraciones varían entre 106 m"3 sobre la superficie del océano y 1012 rrf3
en regiones próximas a zonas industriales.
2 3 0

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Al ser la presión de vapor saturante sobre una gota de agua inversamente
proporcional a su radio, sólo una pequeña fracción de estos núcleos juega un
papel activo en la formación de nubes.
Núcleos grandes
Son muy higroscópicos y están compuestos sobre todo por
sulfato amónico o cloruro amónico.
ácido sulfúrico,
Núcleos gigantes
O son núcleos mixtos conteniendo gran cantidad de ácido sulfúrico o son
partículas de sal marinas provenientes de la rotura de las olas y de la explosión
de burbujas de espuma de mar. Hoy día se sabe que las partículas de sal
contribuyen sólo en pequeños porcentajes al número total de núcleos
implicados en la formación de nubes; el resto proviene de la combustión, de
reacciones fotoquímicas en la atmósfera y de la meteorización eólica de las
rocas.
Aerosoles y modificación de nubes y precipitación
Cada gota de nube necesita una partícula de aerosol para que se produzca la
condensación de vapor. La concentración, tamaño y composición del aerosol
que puede actuar de núcleo de condensación de nubes, determina las
propiedades de la nube, el desarrollo y evolución de la precipitación. Las
investigaciones exploratorias parecen indicar que los aerosoles de humo y de
contaminación urbana aprovechan todas las oportunidades para reducir la
formación de precipitación y causar simultáneamente un impacto en las
propiedades radiativas de la nube.
Con medidas realizadas desde aviones, se puso en evidencia que en el aire
contaminado, un aumento de seis veces la concentración de aerosoles finos
por unidad de volumen, produce un aumento de la concentración de gotas de 3
a 5 veces mayor. Este aumento de la concentración de gotas da lugar a que las
mismas tengan un diámetro entre un 10% y 25% menor debido a que el vapor
de agua se divide en un número mayor de gotas.
Las nubes con gotas más pequeñas y más numerosas tienen un área
superficial mayor y a esto le acompaña un aumento de la reflectividad del orden
del 30%.
Desarrollo de Nubes
En un aire limpio, el tamaño de la gota aumenta a medida que se desarrolla la
nube y aumenta la profundidad de la nube hasta que alcanza un radio crítico de
15 mieras, para el inicio de la precipitación. Si la temperatura alcanza - 10°C,
las gotas se pueden congelar.
En medidas de plumas contaminadas en Australia y Canadá desde satélite se
muestra que no sólo existen gotas demasiado pequeñas en la base de la nube
(5-8 mieras, en lugar de 15 mieras), sino que también se observa una falta de
231

DOCUMENTOS DE TRABAJO
aumento del tamaño de las gotas a medida que la nube se desarrolla y
ascienden en la atmósfera acumulando vapor de agua. En esas mismas
regiones, en condiciones de atmósfera libre, las gotas de nubes crecen hasta
20-30 mieras y tiene lugar precipitación. La supresión de la precipitación
también ha sido observada en nubes estratiformes contaminadas por
chimeneas de barcos y en cúmulos con contaminación en el Océano índico.
Análisis temporales en la fracción nubosa y precipitación a lo largo del último
siglo sugieren que se necesita más nubes en la actualidad para obtener el
mismo nivel de precipitación, tal como se esperaría dado el efecto inhibitorio de
la contaminación sobre la precipitación.
Cristales hielo
En nubes contaminadas con fuertes corrientes ascendentes cuyas gotas no
producen precipitación pueden llegar a hacerlo una vez se congelen, sin
embargo, se ha observado que el proceso de congelación se retarda hasta
alcanzar - 37,5°C, en lugar de hacerlo a - 10°C.
La presencia de carbono negro en los aerosoles también afecta a las
propiedades de las nubes. La simulación de modelos indica que el
calentamiento de la baja troposfera por la absorción de radiación por los
aerosoles reducirá la formación de nubes (efecto semi-directo), aunque no
existen medidas directas de este efecto. Los datos de los sensores de satélites
muestran en la cuenca del Amazonas, que las nubes más espesas que tengan
una gran proporción de aerosoles humo, aumentan la temperatura del techo de
la nube en 4°C, disminuyendo la reflectancia en 0,13, y reduciendo el tamaño
de las gotas en un 40%.
La subida simultánea de la temperatura en el techo de la nube y la reducción
de la reflectancia (más de lo que se podría esperar de la absorción de las
partículas negras) indican la posibilidad de una reducción en la convección,
causando de esta forma una disminución de la velocidad de ascensión y en el
agua disponible para la formación de la nube.
La reducción de la eficiencia de la precipitación por aerosoles antrópicos tiene
el potencial de desviar las precipitaciones fuera de las regiones contaminantes.
Como los continentes están más contaminados que los océanos, este efecto
puede dar lugar a una pérdida de agua dulce sobre los continentes,
particularmente en las regiones más pobladas.
10.5 Modelos de precipitación y formación de gotas
La lluvia se produce por condensación del exceso de vapor de agua en el aire
bajo condiciones de saturación; la humedad condensada forma nubes de
pequeñas gotas que con el tiempo aumentan de tamaño hasta alcanzar el
tamaño suficiente para caer a la superficie por influencia del campo gravitatorio.
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APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La velocidad de caída de las gotas depende de dos factores: el peso de la gota
y la resistencia aerodinámica del aire. Para un cuerpo extenso y pesado, la
resistencia del aire es un factor secundario y caerá como si se tratase de una
piedra, pero para un cuerpo pequeño, como una gota de lluvia, la resistencia
del aire es fundamental y caerá como una pluma a una velocidad límite.
Tipo de gota Diámetro (mm) Velocidad límite Tiempo que tarda
(cm/s-1)
en recorrer 100 m
Nube 0,01 0.3 5 días .
0.04 5.4 6 horas
Llovizna 0.1 27 1 hora
0.4 170 10 minutos
Lluvia 1.00 390 4 minutos
2.00 690 2,3 minutos
4.00 930 1,8 minutos
De la tabla anterior se puede apreciar que una gota de 10 mieras (0,01 mm) de
diámetro no tendría tiempo suficiente para alcanzar el suelo desde nubes a
media altura en todo el tiempo de vida de una depresión extratropical. En
realidad la velocidad real de caída de las gotas será menor que la indicada en
la tabla ya que esas velocidades son insignificantes comparadas con los
movimientos ascensionales y otros movimientos que tienen lugar en el interior
de la nube.
La masa de una gota de lluvia de solo un milímetro de diámetro es un millón de
veces mayor que la de una gota de 10 mieras; el problema de las teorías de la
formación de precipitación es explicar como tiene lugar esta concentración de
masa de agua, como un proceso continuo en un tiempo limitado. La
condensación por si sola no es capaz de explicarlo.
Los procesos de nucleación de hielo aseguran que la población de cristales de
hielo en las nubes aumenta al disminuir la temperatura.
Por encima de -10 °C casi no hay hielo.
Entre -10°C y -20°C aumenta el número de núcleos de hielo que en principio
están en minoría.
Entre -20°C y -30°C, los núcleos de hielo son mayoría y por debajo de -30°C
las nubes son predominantemente hielo. No se encuentra agua subenfriada por
debajo de -40°C.
De esto se desprende que la concentración de cristales de hielo en las nubes
aumenta con la altura; las nubes en la troposfera media en las regiones
templadas contienen tanto hielo como agua subenfriada, mientras que las
nubes de hielo predominan en la alta troposfera.
En la actualidad existen dos teorías importantes que pudieran explicar una
transformación continua y rápida de gotas en las nubes a gotas de lluvia. Una
233

DOCUMENTOS DE TRABAJO
está basada en e! papel que juega el hielo en el desarrollo de la precipitación
(Bergeron-Findeisen) y la otra esta basada en procesos de colisión y
coalescencia.
En el modelo Bergeron-Findeisen la argumentación transcurre en cuatro
etapas.
1. En los niveles en los que existen potencialmente nubes de lluvia en los que
las temperaturas están por debajo del punto de fusión del agua, -5°C a -10°C,
es frecuente encontrar una mezcla de gotas de agua (superenfriadas) y unos
pocos cristales de hielo.
Es importante darse cuenta que mientras el hielo se fundirá a líquido a 0°C al
absorber calor, el agua líquida no pasará necesariamente a solidificarse a 0°C.
Para que esto ocurra es necesario la presencia de núcleos de congelación, que
pueden ser mucho más infrecuentes que los núcleos de condensación de
líquido. De hecho el agua líquida puede enfriarse hasta temperaturas de -40°C
antes de que la solidificación se produzca espontáneamente. Entre 0°C y -
10°C el número de partículas de hielo es normalmente muy pequeño en
comparación con el número de gotas de agua, pero la concentración de
partículas de hielo aumenta al disminuir la temperatura.
2. A temperaturas por debajo de 0°C la presión de vapor de saturación del aire
sobre hielo es menor que la presión de saturación del vapor de agua sobre una
superficie de agua subenfriada.
La diferencia entre ambas presiones de vapor saturante (cerca de un 10%) es
pequeña, pero esta diferencia tiene una importancia crítica en una nube que
contenga una mezcla de gotas de agua y cristales de hielo, ya que el aire que
esté saturado respecto a la superficie de agua líquida estará supersaturado con
respecto al hielo.
3. En una nube de esas características, el agua se condensará
preferentemente sobre las partículas de hielo que crecerán mientras que las
gotas líquidas mermarán y se evaporarán. Las partículas de hielo normalmente
crecerán como cristales hexagonales.
4. Los cristales de hielo crecerán convirtiéndose en copos de nieve,
acumulando agua adicional por acreción hasta que su masa sea suficiente para
caer rápidamente al suelo, fundiéndose en gotas de lluvia en el tránsito (si la
temperatura del aire está por encima del punto de fusión).
El proceso de colisión y coalescencia
Este proceso fue propuesto para explicar el proceso de lluvia de nubes
calientes, pero no es un proceso despreciable en nubes en las que se
encuentren presentes cristales de hielo. En síntesis se considera que la nube
está formada por un gran número de gotas que son transportadas por la
turbulencia y convección produciéndose gran número de colisiones entre ellas.
234

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Las gotas más grandes en este proceso atrapan a las de menor tamaño que
chocan contra ellas convirtiéndose en una gota mayor.
Si la nube es profunda y tiene un alto contenido de agua, cuando las gotas más
grandes alcancen el techo de la nube serán demasiado pesadas para levitar en
las corrientes ascendentes y caerán a través de la nube, creciendo aún más en
los choques que se produzcan en el descenso.
10.6 Lluvia ácida
Hay autores que consideran que la acidificación de nuestro medioambiente es
el problema más serio con el que se ha encontrado el hombre hasta el
momento (Móller 1999). Un problema que se acrecienta a partir de la
revolución industrial. En 1872 R.A. Smith indicaba que desde las zonas rurales
al centro de la ciudad se distinguían tres ambientes: el de los carbonatos
amónicos en el mundo rural, el de los sulfatos amónicos en los suburbios de la
ciudad, y finalmente el de los sulfatos ácidos y de ácido sulfúrico en la ciudad.
Sin embargo, no mereció la atención de una comunidad científica de tamaño
razonable a la complejidad del estudio hasta la crisis de contaminación en 1952
en Londres, que estuvo precedida por los daños a la vegetación y cosechas en
Los Ángeles en 1944.
El daño clásico a las masas forestales ya había sido achacado al S 0 2 un siglo
antes. Este tipo de daño clásico destruyó toda la población de abetos en las
cumbres de una región alemana (Erzgebirge) en 1970. El daño clásico es
consecuencia de la formación de una película ácida en el agua disponible por
los vegetales, por infiltración de S 0 2 en la misma.
En 1998 se estimaba que el 52% de los bosques europeos estaban dañados o
afectados por la acidificación del ambiente.
La acidez es el punto de equilibrio existente entre las sustancias ácidas y las
básicas en las zonas de reserva de los ciclos biogeoquímicos, incluyendo el
ciclo hidrológico.
Para facilitar el análisis que sigue distingamos entre los conceptos de ácidobase
que pueden ser sustancias en cualquier estado (sólido, líquido, gaseoso),
y la acidez y los iones hidrógeno que sólo tienen significado en disolución
acuosa.
En las ciencias de la atmósfera solamente se consideran las disoluciones
acuosas aunque en un amplio rango de concentraciones. En este contexto, la
lluvia y las nubes tienen la consideración de disoluciones diluidas para las que
son válidas las condiciones de mezcla ideal. Sin embargo, las transferencias
entre el agua en estado líquido (gotas) y el estado sólido (núcleos de hielo,
aerosoles) tienen lugar a concentraciones muy elevadas de modo que esas
leyes físicas son excesivamente simples ya que en el último caso existe una
interacción molecular importante. Las gotas de lluvia tienen H2O como
solventes y sustancias soluto en concentraciones que varían entre nMol y
235

DOCUMENTOS DE TRABAJO
mMol. Antes de formarse la gota el agua constituía un vapor y los solutos
aerosoles o moléculas gaseosas.
El flujo de materia entre la fase gaseosa y la acuosa es
Cg “ Caq
F = kg/R-T • ----------
H
cg concentración en fase gaseosa; caq concentración en fase acuosa
R constante de los gases. T temperatura; H constante de la ley de Henry
el coeficiente de transferencia kg ( r^/D + 4r/3-v-a)'1
r radio de la gota; D coeficiente de difusión fase gaseosa; v velocidad molecular
media;
ra factor de acomodación (probabilidad de que una molécula que choque con
la superficie se introduzca en el interior del líquido)
En la atmósfera los ácidos y las bases más importantes son.
Ácidos fuertes a. débiles bases fuertes base débiles
h 2s o 4
HCI
HNO3
Gases H N 0 2
NH3
Materia particulada
y en disolución
HSO4" HCO3' CO32' ' s o 42'
n h 4+ h c o 3' HS04'
HSO3' OH' S 0 32’
0 2* (*) HSO 3
RCOO" N 0 3‘ (*) óxidos N 0 2’
Entenderemos por acidez la capacidad de ceder H+ a las moléculas del agua
expresada en valores de pH.
El impacto (la acidificación) está causado por la deposición ácida originada en
la capacidad acidificante de la atmósfera. La importancia de la acidez de la
atmósfera y sobre todo de la niebla ácida se puso de manifiesto a finales del
siglo XIX con la muerte de los bosques.
Existen algunos compuestos químicos en la atmósfera con capacidad de
neutralizar la acidez, p.e. el binomio C 0 2-H 20 . En disoluciones básicas
C 0 2 (aq) + O H ' HCOs"
236

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
en el resto de las situaciones
H2CO3
0 O 2 (aq) + H2O
H2CO3
HCO3" + H+
HCO3'
C 0 32' + H+
También existe una diversidad de neutralizantes de la acidez entre los
aerosoles y materia particulada: p.e. las partículas de carbonato pueden formar
una fase acuosa alcalina que resulta ser un absorbente eficiente de gases
ácidos y precursores de los mismos, especialmente S 0 2.
La concentración [HCO3'] disuelto en agua de lluvia en equilibrio con el C 0 2
atmosférico oscila entre 0.2- 0.5 microMol"1 con un rango de pH de 4.0 a 4.5.
Los episodios de lluvia acida en ios años 80 tenían un fondo de 98 microMol"1 y
unos picos de 130- 260 microMol'1. Estos datos indican que el CO2 atmosférico
y el agua de lluvia están en una situación de no-equilibrio.
También los óxidos que proceden de las cenizas neutralizan
CaO(s) + H20 ------------- Ca2+ + 2 OH"
El amoniaco es el único neutralizante en fase gaseosa.
La industria europea ha conseguido bajar sustancialmente la emisión de S 0 2,
pero la respuesta de la deposición húmeda resulta ser no lineal. La reducción
en un 50% de los depósitos húmedos ácidos ha requerido una disminución en
un factor 20 (en lugar de 2) en la emisión de S 0 2.
En Alemania durante los últimos 100 años el pH del agua de lluvia se ha
mantenido prácticamente constante a pesar del aumento gigantesco de la
emisión de dióxido de azufre. Sin embargo los depósitos ácidos aumentaron
por el incremento de la deposición seca. Los efectos de las deposiciones secas
fueron pasando paulatinamente desde un ámbito local centrado en los focos
emisores a ámbitos regionales que en ocasiones no contenían focos.
10.7 Modificación del tiempo
Lluvia artificial
En 1891 el norteamericano Gathmann patentó un método de producción
artificial de la lluvia mediante “siembra" de nubes con “ácido carbónico líquido”,
ya sea remontándolo en globo o impulsado por un cañón.
En 1930 el holandés Veraart utiliza dióxido de carbono sólido (hielo seco)
logrando resultados positivos. Cuando la comunidad científica aceptó un
modelo de precipitación (modelo de Bergeron- Findeisen), Findeisen expuso
por primera vez la posibilidad de intervenir en el proceso de la precipitación
inyectando artificialmente a las nubes sustancias que actúen como núcleos
glaciógenos, con lo que se pretendía no sólo provocar la lluvia, sino también
evitar el granizo y la formación de hielo en las alas de los aviones. Findeisen
237

DOCUMENTOS DE TRABAJO
logró entre 1942 y 1944 realizar vuelos experimentales y lograr precipitaciones
de algunas nubes y la disipación de otras.
En el caso de nubes frías que contengan agua en estado líquido por debajo de
cero grados en la parte superior de la misma, es posible introducir cristalitos de
hielo en número suficiente para que se produzca lluvia de dos formas distintas.
- Método A
Sembrar la nube de partículas de C 02 sólido cuya temperatura de sublimación
es de - 78.5 °C. Estas partículas al caer convertirán en cristalitos de hielo a las
gotas que se encuentren a su paso, a razón de miles de millones de cristales
de hielo por partícula de C 02 sólido. Si desde un avión se lanza suficiente
número de partículas de hielo seco para que antes de sublimarse puedan
atravesar toda la parte superior de la nube que se encuentra con agua
subfundida, podrán producirse precipitaciones mas o menos importantes. Hoy
este no parece un método excesivamente práctico.
- Método B
Se utiliza yoduro de plata (Agí) en aerosol tenue, que actúa como núcleos
giaciógenos a partir de temperaturas del orden de - 4 °C, rebajando
sensiblemente la temperatura del método anterior. El aerosol se produce bajo
las alas del avión quemando soluciones de Agí, y excepcionalmente, cuando
existen fuertes corrientes ascendentes de aire, quemando la sal en superficie.
La siembra de nubes cumuliformes con Agí además de sus efectos como
suministradores de núcleos giaciógenos, también es eficaz cuando las
condiciones son propicias para que el calor latente de fusión liberado mediante
la conversión de las gotitas subfundidas en cristalitos de hielo, sea suficiente
para provocar un mayor desarrollo vertical de la nube (siembra dinámica). Este
método puede ser particularmente eficaz en los casos en que el seno de la
nube puede adquirir fuerza suficiente como para atravesar la inversión y
permitir que la nube siga desarrollándose vertical mente.
En cualquier caso parece que estos métodos son eficaces cuando las
condiciones meteorológicas son propicias, aquellas que de por sí producirían
precipitación. 10-15% de aumento de la precipitación en nubes cumuliformes y
10 % en nubes orográficas.
Inocencio Font hace una descripción de los diferentes métodos utilizados para
evitar los desastres que producen localmente algunas situaciones
meteorológicas: granizos, nieblas, huracanes, etc (I.Font Tullot “El hombre y su
ambiente atmosférico” INM. Madrid 1991), al que acompaña un análisis
científico de los métodos y de los resultados. Comentando el gran avance
tecnológico y científico que se inició al terminar la segunda guerra mundial
(1939-1945) indica, “... Pero, a pesar de ello, no sólo no ha logrado el
meteorólogo modificar el tiempo a su antojo, si no que ni siquiera ha visto
cumplido el mayor de sus anhelos predecir el tiempo con exactitud” (Font,
1991).
238

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
10.8 EVAPOTRANSPIRACIÓN
Es el proceso combinado de la evaporación de vapor de agua desde el suelo y
de la transpiración de las plantas. Éste fenómeno tiene mayor interés para el
agrónomo que la simple evaporación desde superficies de agua. La intensidad
de la evapotranspiración depende, principalmente, de los siguientes factores:
Los elementos meteorológicos: Radiación solar, viento, temperatura y humedad
del aire. Para pasar del estado líquido al vapor se debe suministrar una cierta
energía térmica (calor latente de cambio de estado). La radiación solar y la
temperatura del aire son las dos fuentes que, fundamentalmente, proveen la
energía necesaria para el cambio de estado del agua. La transferencia del
vapor de agua a la atmósfera desde el suelo y la planta es favorecida por el
viento y el menor contenido de humedad del aire.
Las características físico-químicas del suelo, que influyen en forma
pronunciada en la disponibilidad de agua para la evapotranspiración. El
contenido de humedad del suelo, al variar continuamente desde un valor
óptimo, pocas horas después de una lluvia prolongada, a valores críticos para
la planta, en épocas de intensa sequía, condiciona las pérdidas de agua por
evapotranspiración. A medida que la humedad del suelo disminuye, la
evapotranspiración se restringe.
El tipo de cobertura vegetal. La transpiración de las plantas es distinta según la
especie de que se trate y está relacionada con el número y tamaño de
estomas que posean, a la profundidad de su sistema radicular, etc.
Thornththwaite introduce el término de evapotranspiración potencial, para
designar la cantidad de agua que evaporaría ei suelo y transpirarían las plantas
si el suelo tuviera un contenido óptimo de humedad y la cobertura vegetal fuera
completa.
Estas condiciones suelen presentarse, por ejemplo, en cultivos de cereales
invernales después de lluvias abundantes.
La intensidad de la evapotranspiración potencial (ETP), observada en una
parcela experimental o en un cultivo, está determinada por los elementos
meteorológicos mencionados para la evapotranspiración, ya que la cobertura
vegetal completa, las características físico-químicas y el contenido óptimo de
humedad del suelo se consideran condiciones invariables.
La Evapotranspiración Real (ETR), es la cantidad de agua que realmente
evapora el suelo, y transpiran las plantas de acuerdo al contenido de humedad
del suelo y cobertura vegetal. Es decir, se trata de la evapotranspiración en
condiciones variables de humedad edáfica; desde el valor óptimo al crítico, y
con una vegetación que puede cubrir el suelo total o parcialmente.
De acuerdo a lo anterior, la ETR de un cultivo puede acusar valores iguales o
inferiores a los de la ETP, pero nunca superiores.
239

DOCUMENTOS DE TRABAJO
La Evapotranspiración resulta entonces el proceso inverso de la Precipitación,
y su conocimiento permite establecer las necesidades de agua de un cultivo en
un área determinada.
La ETP puede ser determinada en forma satisfactoria mediante el
evapotranspirómetro de Thornthwaite. La versión original de este instrumento
consiste, en esencia, en un tanque cilindrico de 4 m2 de sección, conteniendo
suelo no disturbado y una vegetación herbácea que lo cubre totalmente. La
humedad del suelo se mantiene en el nivel óptimo por medio de una irrigación
subsuperficial controlada.
La magnitud de la evapotranspiración potencial diaria está dada por el volumen
de agua que debió suministrarse al tanque, ese día, para mantener constante
el contenido de humedad.
Debido a que los evapotranspirómetros son
costosos, su difusión es escasa.
relativamente complejos y
La carencia de registros indujo a numerosos investigadores a estimar valores
de la evapotranspiración potencial diaria y mensual mediante fórmulas que
utilizan uno o más elementos meteorológicos. Entre las más conocidas, por su
exactitud para calcular el fenómeno climático, se encuentra en la fórmula de
Penman, que requiere los datos de radiación neta, viento y humedad del aire.
La fórmula propuesta por Thornthwaite sobre sus experiencias con el
evapotranspirómetro, exige únicamente observaciones de temperatura, lo que
favorece su aplicación.
ETP= 16(10 tm /l)a
ETP= mensual en mm/mes
Tm= temperatura media mensual en °C
I = índice de calor anual, que se calcula a partir del índice de calor mensual.
i= índice de calor mensual (para un mes determinado)= (tm, de ese
mes/5)1>5i4
a= parámetro que se calcula, en función de I según la expresión
a = 0,000000675.l3-0,0000771. l2+0,01792.1 + 0,49239
Tanto los valores “i” como los “a ” se pueden obtener directamente de las tablas
adjuntas. (Tabla 1 y 2).
Para el cálculo de la ETP de un mes determinado se tiene que corregir,
mediante un coeficiente que tenga en cuenta el número de días del mes y
horas de luz de cada día, en función de la latitud.
ETP (mes) = ETP (mes) sin ajustar X Factor de corrección del n° de días del
mes y la duración astronómica del día (horas de sol).
Este factor de corrección, también se puede obtener de la Tabla 3 (coeficientes
para la corrección de la ETP debida a la duración media de la luz solar).
240

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Tabla 1. índice de calor mensual
tm .0 .1 .2 .3 .4 .5 .6 .7 .8 .9
(°C)
0 0.00 0.00 0.01 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07
1 0.09 0.10 0.12 0.13 0.15 0.16 0.18 0.20 0.21 0.23
2 0.25 0.27 0.29 0.31 0.33 0.35 0.37 0.39 0.42 0.44
3 0.46 0.48 0.51 0.53 0.56 0.58 0.61 0.63 0.66 0.69
4 0.71 0.74 0.77 0.80 0.82 0.85 0.88 0.91 0.94 0.97
5 1.00 1.03 1.06 1.09 1.12 1.16 1.19 1.22 1.25 1.28
6 1.32 1.35 1.38 1.42 1.45 1.49 1.52 1.56 1.59 1.63
7 1.66 1.70 1.74 1.77 1.81 1.85 1.88 1.92 1.96 2.
8 2.04 2.08 2.11 2.15 2.19 2.23 2.27 2.31 2.35 2.39
9 2.43 2.48 2.52 2.56 2.60 2.64 2.68 2.73 2.77 2.81
10 2.86 2.90 2.94 2.99 3.03 3.07 3.12 3.16 3.21 3.25
11 3.30 3.34 3.39 3.44 3.48 3.53 3.58 3.62 3.67 3.72
12 3.76 3.81 3.86 3.91 3.96 4.00 4.05 4.10 4.15 4.20
13 4.25 4.30 4.35 4.40 4.45 4.50 4.55 4.60 4.65 4.70
14 4.75 4.80 4.86 4.91 4.96 5.01 5.07 5.12 5.17 5.22
15 5.28 5.33 5.38 5.44 5.49 5.55 5.60 5.65 5.71 5.76
16 5.82 5.87 5.93 5.98 6.04 6.10 6.15 6.21 6.26 6.32
17 6.38 6.43 6.49 6.55 6.61 6.66 6.72 6.78 6.84 6.90
18 6.95 7.01 7.07 7.13 7.19 7.25 7.31 7.37 7.43 7.49
19 7.55 7.61 7.67 7.73 7.79 7.85 7.91 7.97 8.03 8.10
20 8.16 8.22 8.28 8.34 8.41 8.47 8.53 8.59 8.66 8.72
21 8.78 8.85 8.91 8.97 9.04 9.10 9.16 9.23 9.29 9.36
22 9.42 9.49 9.55 9.62 9.68 9.75 9.81 9.88 9.95 10.01
23 10.08 10.15 10.21 10.28 10.35 10.41 10.48 10.55 10.61 10.68
24, 10.75 10.82 10.89 10.95 11.02 11.09 11.16 11.23 11.30 11.37
25 11.44 11.50 1157. 11.64 11.71 11.78 11.85 11.92 11.99 12.06
26 12.13 12.21 12.28 12.35 12.42 12.49 12.56 12.63 12.70 12.78
27 12.85 12.92 12.99 13.07 13.14 13.21 13.28 13.36 13.43 13.50
28 13.58 13.65 13.72 13.80 13.87 13.94 14.02 14.09 14.17 14.24
29 14.32 14.39 14.47 14.54 14.62 14.69 14.77 14.84 14.92 14.99
30 15.07 15.15 15.22 15.30 15.38 15.45 15.53 15.61 15.68 15.76
31 15.84 15.91 15.99 16.07 16.15 16.23 16.30 16.38 16.46 16.54
32 16.62 16.70 16.77 16.85 16.93 17.01 17.09 17.17 17.25 17.33
33 17.41 17.49 17.57 17.65 17.73 17.81 17.89 17.97 18.05 18.13
34 18.21 18.30 18.38 18.46 18.54 18.62 18.70 18.79 18.87 18.95
35 19.03 19.11 19.20 19.28 19.36 19.44 19.53 19.61 19.69 19.78
36 19.86 19.94 20.03 20.11 20.20 20.28 20.36 20.45 20.53 20.62
37 20.70 20.79 20.87 20.96 21.04 21.13 21.21 21.30 21.38 21.47
38 21.56 21.64 21.73 21.81 21.90 21.99 22.07 22.16 22.25 22.33
39 22.42 22.51 22.59 22.68 22.77 22.86 22.94 23.03 23.12 23.21
40 23.30 23.38 23.47 23.56 23.65 23.74 23.83 23.92 24.00 24.09
241

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Tabla 2. Valor del coeficiente de “a”
i a i a
20 0.83 60 1.44
21 0.84 61 1.45
22 0.86 62 1.47
23 0.87 63 1.48
24 0.89 64 1.50
25 0.90 65 1.52
26 0.92 66 1.53
27 0.93 67 1.55
28 0.95 68 1.57
29 0.96 69 1.58
30 0.98 70 1.60
31 0.99 71 1.62
32 1.01 72 1.63
33 1.02 73 1.65
34 1.04 74 1.67
35 1.05 75 1.69
36 1.07 76 1.71
37 1.08 77 1.72
38 1.10 78 1.74
39 1.11 79 1.76
40 1.13 80 1.78
41 1.14 81 1.80
42 1.16 82 1.82
43 1.17 83 1.83
44 1.19 84 1.85
45 1.20 85 1.87
46 "1.22 86 1.89
47 1.23 87 1.91
48 1.25 88 1.93
49 1.26 89 1.95
50 1.28 90 1.97
51 1.30 91 1.99
52 1.31 92 2.01
53 1.33 93 2.04
54 1.34 94 2.06
55 1.36 95 2.08
56 1.37 96 2.10
57 1.39 96 2.12
58 1.40 97 2.14
59 1.42 99 2.17
I a I a
100 2.19 140 3.34
101 2.21 141 3.38
102 2.23 142 3.42
103 2.26 143 3.45
104 2.28 144 3.49
105 2.31 145 3.53
106 2.33 146 3.57
107 2.35 147 3.60
108 2.38 148 3.64
109 2.40 149 3.68
110 2.43 150 3.72
111 2.45 151 3.76
112 2.48 152 3.81
113 2.51 153 3.85
114 2.53 154 3.89
115 2.56 155 3.93
116 2.59 156 3.97
117 2.61 157 4.02
118 2.64 158 4.06
119 2.67 159 4.11
120 2.70 160 4.15
121 2.73 161 4.20
122 2.76 162 4.24
123 2.79 163 4.29
124 2.82 164 4.33
125 2.85 165 4.38
126 2.88 166 4.43
127 2.91 167 4.48
128 2.94 168 4.53
129 2.97 169 4.58
130 3.00 170 4.63
131 3.03 171 4.68
132 3.07 172 4.73
133 3.10 173 4.78
134 3.13 174 4.83
135 3.17 175 4.88
136 3.20 176 4.94
137 3.24 177 4.99
138 3.27 178 5.05
139 3.31 179 5.10
242

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Tabla 3 Coeficientes para la corrección de la ETP debida a la duración media
de la luz solar, según Thornthwaite.
Latitud Enero Feb Marz Abr Mayo Jun Jul Agos Sep Oct Nov Dic
iN
27 0.92 0.88 1.03 1 07 1.16 1.15 1.18 1.13 1.02 0.99 0.90 0.90
28 0.91 0.88 1.03 1 07 1.16 1.16 1.18 1.13 1.02 0.98 0.90 0.90
29 0.91 0.87 1.03 1 07 1.17 1.16 1.19 1.13 1.03 0.98 0.90 0.89
30 0.90 0.87 1.03 1 08 1.18 1.17 1.20 1.14 1.03 0.98 0.89 0.88
35 0.87 0.85 1.03 1 09 1.2 1.21 1.23 1.16 1.03 0.97 0.86 0.85
36 0.87 0.85 1.03 1 10 1.2 1.22 1.24 1.16 1.03 0.97 0.86 0.84
37 0.86 0.84 1.03 1 10 1.2 1.23 1.25 1.17 1.03 0.97 0.85 0.83
38 0.85 0.84 1.03 1 10 1.2 1.24 1.25 1.17 1.04 0.96 0.84 0.83
39 0.85 0.84 1.03 1 11 1.2 1.24 1.26 1.18 1.04 0.96 0.84 0.82
40 0.84 0.83 1.03 1 11 1.2 1.25 1.27 1.18 1.04 0.96 0.83 0.81
41 0.83 0.83 1.03 1 11 1.2 1.26 1.27 1.19 1.04 0.96 0.82 0.80
42 0.82 0.83 1.03 1 12 1.2 1.27 1.28 1.19 1.04 0.95 0.82 0.79
43 0.81 0.82 1.02 1 12 1.2 1.28 1.29 1.20 1.04 0.95 0.81 0.77
44 0.81 0.82 1.02 1 13 1.2 1.29 1.30 1.20 1.04 0.95 0.80 0.76
Ejemplo: Vamos a calcular la ETP del mes de agosto según los datos de
temperaturas medias del observatorio de Colmenar Viejo, en Madrid. Con una
latitud de 40° 40’.
M e s enero fe b re ro m a rzo a b ril m a yo ju n io ju lio agosto septi. o ctu b re nov d icie m b re
tm 4 ,4 4 ,7 7 ,3 10,4 15,6 19,4 23,7 22,9 18,8 14,0 7,5 3,4
°(C)
La ETP = 1 6 (10.tm/l)a
Necesitamos calcular I y a.
Fijándonos en la tabla 1 calculamos la I .
M es e n e ro fe b re ro m arzo a b ril m a yo ju n io ju lio a gosto septi. o ctu b re nov d icie m b re
i 0.82 0.91 1.77 3 .03 5 .6 0 7 .79 10.55 10.01 7 .43 4 .7 5 1.85 0.56
I = I ¡ = 55,07
El valor de “a” se obtiene en la tabla 2. Para un valor de I = 55.07, el valor de
“a” es igual a 1.36.
ETP (agosto) = 16[10(22,9/55,07)] 1’36 = 110,8.
Para obtener la ETP corregida con una latitud de 40°40’ (Mirar en la tabla 3 de
coeficientes de corrección de la ETP debida a la duración media solar), será de
1,18.
ETP (agosto corregida) = 1 1 0 ,8 x1,1 8 = 130,74.
10.9 BALANCES HÍDRICOS
Es el equilibrio entre todos los recursos hídricos que ingresan al sistema y los
que salen del mismo, en un intervalo de tiempo determinado. Contabiliza las
ganancias de agua por lluvia o riego y las pérdidas por evaporación,
243

DOCUMENTOS DE TRABAJO
escorrentía, drenaje profundo y la variación del almacenamiento de aguas en el
suelo.
Conocer el balance de humedad en el suelo es importante para:
- Estudios hidrológicos: drenaje.
- Estudio de suelos: disponibilidad de agua para cultivos, régimen de humedad,
conservación, degradación de suelos salinos, repoblación forestal.
- Establecer criterios de diferenciación climática.
El término de evapotranspiración potencial, designa la cantidad de agua que
evaporaría el suelo y transpirarían las plantas si el suelo tuviera un contenido
óptimo de humedad y la cobertura vegetal fuera completa. La
Evapotranspiración Real (ETR), es la cantidad de agua que realmente evapora
el suelo, y transpiran las plantas de acuerdo al contenido de humedad del suelo
y cobertura vegetal. Es decir, se trata de la evapotranspiración en condiciones
variables de humedad edáfica; desde el valor óptimo al crítico, y con una
vegetación que puede cubrir el suelo total o parcialmente.
Existen varios modelos para estimar el balance de agua en el suelo, nosotros
seguiremos el propuesto por Thornthwaite y Matter según el método directo en
el que se va perdiendo agua hasta agotar la reserva, máxima de 100 mm y
mínima de 0. Los parámetros que vamos a definir mes a mes son:
P: Precipitación media en mm
ETP: evapotranspiración potencial
R: reserva
VR: variación de la reserva
ETR: evapotranspiración real
F: falta
Ex: exceso.
A continuación vamos a analizar éstos parámetros:
Reserva del suelo = R
Cuando en un mes las precipitaciones superen a las evapotranspiraciones,
P>ETP, el agua sobrante pasará a engrosar las reservas del suelo. La reserva
máxima será 100. La reserva mínima de 0 y la variable será igual a la reserva
del mes anterior más la precipitación menos la evapotranspiración potencial del
mes que estamos evaluando.
R máxima = 100.
R mínima = 0
R variable Ri-1 + (Pi-ETPi)
Variación de la Reserva = VR, es igual a la reserva del mes menos la reserva
del mes anterior
VR, = R¡ - R m
244

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Evapotranspiración Real = ETR
Es la cantidad de agua que realmente se evapotranspira en el mes si es que
hay suficiente agua para evaporar, por lo tanto la ETP es siempre mayor o
como mucho igual a la ETR. En el período húmedo, como la precipitación cubre
la demanda potencial, la evapotranspiración real será igual a la
evapotranspiración potencial.
ETR¡ = ETP¡en período húmedo.
En período seco, el agua que se evapora será el de la precipitación más la
reserva que nos queda menos la que teníamos el mes anterior.
ETRi = P+VR ( en valor absoluto) en período seco.
Falta de agua = F
Es el agua que se necesitaría para paliar las necesidades de poder evaporar y
transpirar las plantas, y por tanto sólo ocurre en los meses secos.
F¡ = ETP¡- ETR¡
Exceso de agua = Ex
Es la cantidad de agua que supera la reserva máxima (100 mm) y por tanto
sólo se daría en los meses en los que la precipitación es bastante más elevada
que la evapotranspiración potencial.
Ex¡ = 0 cuando P-ETP es menor o igual a cero
Ex¡ = Pi-ETPi-Vr¡ cuando P-ETP > 0
Con los datos extraídos de Precipitación y Evapotranspiración potencial (en
mm) del INM, vamos a realizar el cálculo de la Reserva de agua en el suelo (R)
de la variación de la reserva (VR); la evapotranspiración real (ETR);
La falta de agua en el suelo (Falta) y el exceso de agua en el suelo (Exceso).
Estación meteorológica de Mora de Toledo. Coordenadas: Longitud, 3°46';
latitud: 39° 41’. Altitud 717 m.
0 N D E F M A MY J JL A S
P 30 47 38 36 49 22 39 19 31 9 7 26
ETP 58 20 7 13 15 28 63 86 124 177 156 100
R 0 27 58 81 100 94 70 3 0 0 0 0
VR 0 27 31 23 19 -6 -24 -67 -3 0 0 0
ETR 30 20 7 13 15 28 63 86 34 9 7 26
F 28 0 0 0 0 0 0 0 90 168 149 74
EX 0 0 0 0 15 0 0 0 0 0 0 0
245

LW BI___________ DOCUMENTOS DE TRABAJO

TEM A XI.
ÍNDICES C LIM Á T IC O S
índices de Aridez
índice de Lang
índice de Martonne
índice de Emberger
Criterios de aridez de la UNESCO
La importancia de los índices climáticos es combinar analíticamente varios
elementos del clima con el fin de establecer diferentes tipos climáticos
sintéticos. Un inconveniente de estos índices es la falta de generalidad y
objetividad; además en el cálculo de éstos se utilizan valores medios
prescindiendo de la variabilidad temporal. No obstante, suelen ser útiles ya que
nos aproximan rápidamente al clima de la zona. Generalmente se trata de
índices de aridez por ser éste último uno de los parámetros principales que
determina el crecimiento y desarrollo de la vegetación y de los cultivos. Algunos
de los clásicamente utilizados se muestran a continuación.
ÍNDICES DE ARIDEZ
Los índices de aridez consideran como dato fundamental las precipitaciones
caídas a lo largo del año (como fuente de agua) y las temperaturas (como
indicador de la energía disponible para evaporar).
ÍNDICE DE LANG (II)
Está definido por medio de la expresión: II = P/tm
P: precipitación media anual en mm.
tm : temperatura media anual en °C.
Fue desarrollado en Alemania como auxiliar de las clasificaciones de suelos.
En la actualidad, prácticamente no se utiliza.
249

DOCUMENTOS DE TRABAJO
ZONAS
VALOR DE II
Desiertos
0< IK20
Árida 20< II <40
Húmedas de estepa y sabana
40< IK60
Húmedas de bosques claros
60< IK100
Húmedas de grandes bosques
100< ll<160
Perhúmedas con prados y tundras
ll>160
ÍNDICE DE ARIDEZ DE DE MARTONN.E
Representado:
lm= P/(tm+10)
P: precipitación media anual en mm.
tm : temperatura media anual en 0 C
De naturaleza similar al índice anterior, es más apropiada para climas fríos al
introducir una constante al denominador y evitar los valores negativos.
La zona se determina según los rangos siguientes:
Valor de la Zona:
250

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
VALOR DE lm
ZONAS
0< lm<5 Desiertos (Hiperárido)
5< lm<15 Semidesierto (Árido)
15< lm<20 Semiárido de tipo
mediterráneo
20< lm<30 Subhúmeda
30< lm<60 Húmeda
> 6 0 Perhúmeda
Según Martonne, son meses de actividad vegetativa (con funciones vitales
básicas) para la vegetación aquellos en los que la temperatura media es
superior a 3 °C y en los que el índice de aridez mensual es superior a 20.
ÍNDICE DE EMBERGER
El índice de Emberger se obtiene considerando la precipitación media anual, la
temperatura media de las máximas del mes más cálido y la temperatura media
de las mínimas del mes más frío.
Q: índice de Emberger o coeficiente pluviotérmico
P: precipitación media anual en mm
T i 2: temperatura media de las máximas del mes más cálido
ti: temperatura media de las mínimas del mes más frío
Cuando t1 es mayor o igual a cero
Q= 100. P/ (T2 i2 - t 2 i)
Con T 12 y ti en °C
En el caso de que t1 (°C) sea menor que cero
2000P
Q = ----------------------
T 12W
Con T12 y t1 en °K
251

DOCUMENTOS DE TRABAJO
La expresión surgió como un intento de sintetizar el clima mediterráneo. La
aplicación, para el mundo mediterráneo, de los valores de Q y t1 en un sistema
de ejes cartesianos nos permite distinguir las cinco subregiones climáticas o
género. Cada género tiene correspondencia con diferentes formaciones
vegetales:
GENERO
Mediterráneo árido
Mediterráneo semiárido
Mediterráneo subhúmedo
Mediterráneo húmedo
Mediterráneo de alta montaña
VEGETACION
Matorrales
Pinus halepensis
Olivo, alcornoque, lentisco
Cedro, abeto mediterráneo, castaño
Cedro, abeto, pino, juníperos
Dado que la temperatura media de las mínimas del mes más frío puede ser
considerada como un factor limitante, por estar íntimamente ligada con el rigor
y la duración del período de heladas; cada uno de los géneros puede
subdividirse según el tipo de invierno, tipo que se caracteriza en función del
valor de la t1 en:
INVIERNO t1 °C Heladas
Muy frío < -3 Muy frecuentes e intensas
Frío 3 -0 Muy frecuentes
Fresco 0-3 Frecuentes
Templado 3-7 Débiles
Cálido > 7 No se producen
Así mismo, se subdivide en variedad según el valor de Q y dentro de cada
género, en función de donde esté el punto de intersección de Q y t1 en la
gráfica adjunta en la parte superior, media o inferior dentro de los contornos de
las cinco subregiones climáticas definidas). Por último, se define la forma
según la estación en la que se produzca el máximo de precipitaciones: otoño,
invierno o primavera.
252

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Figura 4.1.3 Gráfica de Emberger. En ordenadas está representado el índice
de Emberger o coeficiente termopluviométrico, y en abscisas la temperatura
media de las mínimas del mes más frío
CRITERIOS DE ARIDEZ DE LA UNESCO
Según los criterios de la UNESCO, 1979, se clasifican las zonas áridas a partir
de la precipitación, la evapotranspiración, la temperatura, el número de meses
secos y el período de sequía:
1. Aridez
En función de la precipitación media anual en mm (P) y la ETP estimada por el
método de Penman en mm (ETP Penman) se evalúa el índice: P/ETP Penman0
La aridez se clasifica según los rangos cuantitativos:
253

DOCUMENTOS DE TRABAJO
P/ETP Penman
ARIDEZ
<0,03 Hiperárido
0,03 -0,2 Árido
0,2 -0,5 Semiárido
0,5 -0,75 Subhúmedo
2. Temperatura
Se define el tipo de invierno y el tipo de verano en función de las temperaturas
medias del mes más frío y del más cálido, respectivamente:
tm i
TIPO DE INVIERNO
< 0 Frío
0 -1 0 Fresco
10-20 Templado
20 -30 Cálido
tm i2
TIPO DE VERANO
10-20 Templado
20 -30 Cálido
> 3 0 Muy cálido
3. N° de meses secos
Es el número de meses "i" en los cuales se verifica que la precipitación es
inferior a 30 mm: P < 30 mm.
4. Período de sequía
Se caracteriza la zona árida según la estación o estaciones en las que se
produce el período de sequía. Así tenemos:
254

A P U N T E S DE M E T E O R O L O G Í A Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M E D IO A M B IE N T E
-Sequía máxima en verano
-Sequía máxima en verano y otro período (menos marcado y de menor
duración) en invierno
-Sequía máxima en invierno
-Sequía máxima en invierno y otro período (menos marcado y de menor
duración) en verano
-Sequía máxima en primavera y otoño
-Regímenes irregulares
255

t A
DOCUMENTOS DE TRABAJO

. !.

TEM A XII. C LASIFIC ACIO N ES CLIM ÁTICAS
El propósito de toda clasificación es organizar la información de una forma
simplificada y generalizada, y es obvio que ninguna clasificación puede servir
satisfactoriamente más que a unos objetivos. En el caso de las clasificaciones
climáticas se pueden resumir en dos grandes tipos: Clasificaciones Empíricas
como la de Kóppen que combinan precipitaciones y temperaturas y
caracterizan cada zona climática por la formación vegetal resultante y
Clasificaciones Genéticas que se basan en la Circulación General Atmosférica,
así como en las masas de aire dominantes y los regímenes de vientos.
12.1 CLASIFICACIÓN DE KÓPPEN
La clasificación de Kóppen es de 1918 aunque posteriormente sufrió
adaptaciones por parte de sus discípulos, nosotros seguiremos la simplificada
de Strahler y Strahler (1989) Se trata de un sistema empírico basado en unos
valores fijos anual o mensual, de precipitaciones y temperaturas, sin tener en
cuenta las causas. Cada zona climática viene definida por un grupo de letras
que nos informan de los rasgos generales de ese clima. Todos los valores de
precipitación vienen dados en cm.
La clasificación de Kóppen está basada en la subdivisión de los climas
terrestres dentro de cinco grandes tipos, los cuales están representados por las
letras mayúsculas A,B, C, D y E. Cada uno de estos tipos de clima, está
definido por criterios de temperaturas, excepto el B que está basado en la
aridez definida por la relación entre las precipitaciones que penetran en el suelo
en el que las plantas crecen y la evaporación. Mientras que la evaporación es
difícil de evaluar y no es una medida convencional en las estaciones
meteorológicas, Kóppen se vio forzado a sustituir la fórmula que identifica
aridez en términos de índice de temperatura-precipitaciones (por ejemplo la
evaporación se sobreentiende que está controlada por la temperatura.
Grupo Climático tm i
A Tropical lluvioso >18o
B Seco
C Templado húmedo, < 18°
mesotérmico >-3°
D Frío de bosques < -3o
boreales,
microtérmico
E Polar
tm 12
> 10°
>10
< 10°
Sequedad
P< 2tm y P, > 0,7P Ó
P<2tm+28 y PV>0,7P Ó
P< 2tm+14
A- Clima lluvioso tropical (Bosque tropical) El mes más frío tiene una
temperatura por encima de los 18°C. La amplitud térmica anual es inferior a
6°C en climas ecuatoriales y monzónicos e inferior a los 12° C en climas
tropicales.
259

DOCUMENTOS DE TRABAJO
B- Clima Seco. Escasa pluviosidad unida a una elevada amplitud térmica.
C- Climas Lluviosos templados Cálidos (Bosques mesotérmicos). El mes más
frió es superior a -3°C pero debajo de los 18°, el mes más cálido registra más
de 10°C.
D- Climas Lluviosos Templados Fríos (Bosque microtérmico). El mes más frío
está por debajo de los -3°C, y el más cálido por encima de los 10°C.
E- Climas Polares. La temperatura media del mes más cálido es inferior a
10°C.
Los grupos anteriores se subdividen a su vez en subgrupos más específicos
mediante letras minúsculas y mayúsculas, con referencia a la distribución
estacional de la precipitación según exista o no estación seca y coincida con la
cálida o la fría). De la combinación de éstas letras resultan los siguientes
climas.
Grupos A B c D E
Subgrupos f W s s T
m S w w F
w f f
f (de fehlt=faltar), falta la estación seca, lluvioso todo el año
s.... (de sommer = verano), presencia de estación seca en verano
w.... (de winter = invierno), estación seca en invierno
m ...; precipitación de tipo monzónico.
W .., (de Wüste= desierto)
S.... (de Steppe = Estepa)
T .... tundra
F.... hielo perpetuo
Subgrupo Condición
s
P¡6>3 Pvi
W PV6 > 10 P¡1
f Pi > 6
m
6>Pi>10-0,04 P
W Pi > 0,7 P y P <tm/o/ Pv >0,7 P y P <tm+14 /o/ P uniforme y
P < tm+7
S
P¡ > 0,7 P y tm < P < 2tm IO I Pv > 0,7 P y tm+14 < P < 2tm+28
/O / tm + 7 < P < 2tm+14
T 10° > tm -12 > 0°C
F 0o > tm -12
Leyenda:
P= Precipitación media siempre en cm
Pi= precipitación media del mes más seco, en cm
tm = temperatura media en °C
Pi = Suma de las precipitaciones de los 6 meses más fríos
2 6 0

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Pv = Suma de las precipitaciones de los 6 meses más cálidos
P¡1 = Precipitación mínima de los 6 meses más fríos
P¡6 = Precipitación máxima de los 6 meses más fríos
PV1 = Precipitación mínima de los 6 meses más cálidos
Pv6 Precipitación máxima de los 6 meses más cálidos.
Así mismo para matizar el régimen térmico se hace uso de una tercera letra,
que nos permite especificar mayores variaciones climáticas; las más
significativas son:
a = verano caluroso
b = verano cálido
c = veranos cortos y frescos
d = inviernos muy fríos
h= seco y caluroso
k = seco y frío
subdivisión Condición Grupos posibles
a tm 12 > 22° C, D
b tm9 > 10° C, D
c tmio ó tm 11 ó tm-i2 > 10°C C, D
d tm i < -38° D
h tm > 18° B
k tm < 18o B
La definición de los climas es la siguiente.
A CLIMA TROPICAL
Climas situados entre la zona ecuatorial y los desiertos cálidos.
Caracterizados por la existencia de una estación seca invernal que aumenta a
medida que nos alejamos del ecuador.
Se localiza entre los 10° y los 25 0 de latitud norte y Sur

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Generalidades:
Los climas tropicales, al igual que la mayoría de los de la zona intertropical,
están determinados fundamentalmente por la denominada Zona de
Convergencia Intertropical (ZCIT) y sus variaciones estacionales, en relación
con el movimiento aparente del Sol.
En esquema, la ZCIT está constituida por un centro dinámico de Bajas
Presiones, situado sobre el Ecuador, y dos centros dinámicos de Altas
Presiones, situados sobre los Trópicos. Desde los centros de Altas Presiones
tropicales soplan constantemente vientos hacia las bajas presiones
ecuatoriales, que desviados por el efecto de Coriolis presentan una
componente NE. en el Hemisferio Norte y SE en el Hemisferio Sur. Pero son
siempre vientos del Este. Son los llamados vientos Alisios, fundamentales para
entender el clima, las corrientes marinas, e incluso los modos de vida de todas
las áreas tropicales.
Tanto las Bajas Presiones Ecuatoriales, como las Altas Presiones Tropicales
son centros de acción dinámicos, por lo tanto no determinados
fundamentalmente por las temperaturas, como ocurre, por ejemplo, con el gran
centro de acción térmico eurosiberiano, donde la existencia de Altas o Bajas
presiones depende de las temperaturas estacionales. En esta área, donde las
temperaturas son siempre elevadas, no son las que explican el funcionamiento
de este centro de acción.
Pero el elemento fundamental para entender estos climas tropicales, son las
variaciones estacionales de estos centros de acción. Las Altas y Bajas
presiones no están estáticas, sino que se desplazan a lo largo del año
siguiendo el movimiento aparente del sol entre los dos trópicos. Esto es lo que
explica la existencia de estación seca y húmeda en los climas tropicales. Las
Altas presiones tropicales dan lugar a tiempo seco cuando se sitúan sobre una
zona tropical. Lo contrario ocurre con las bajas presiones ecuatoriales. A
medida que nos alejamos del Ecuador hacia los Trópicos la duración de la
estación seca crece, pudiendo ir desde unos tres meses en los climas
tropicales más cercanos al Ecuador, llamados sudaneses, hasta nueve meses
en los más cercanos a los trópicos (llamados sahelienses).
Ejemplo de climograma de Bombay situado a 18° 57’ de latitud N y 72° 49’ de
longitud Este. Con un clima A con estación seca en invierno (Aw).
2 6 2

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
MESES
La persistencia de altas temperaturas a lo largo de todo el año es el rasgo
climático esencial del mundo tropical. Los rayos solares a mediodía, no están
nunca lejos de la vertical; por eso la cantidad de calor recibida es grande y
varía poco a lo largo del año. Los climas tropicales no conocen el invierno; la
temperatura media del mes menos cálido es superior a 18°C (ésta es la media
del mes más cálido en París). Pero esta media de 18° C. es la mínima de las
medias; habitualmente los países tropicales registran en el mes más frío
temperaturas medias de alrededor 23°C, y, por supuesto, no hiela nunca. Pero
existen diferencias, también en cuanto a temperaturas, entre los climas
ecuatoriales y los tropicales propiamente dichos. En las latitudes ecuatoriales,
donde la altura del Sol a mediodía varía muy poco, las temperaturas son
estables: la amplitud térmica es inferior a 3o. En latitudes más alejadas del
Ecuador, pero todavía tropicales, la amplitud térmica puede alcanzar 10° C. Los
calores más fuertes del globo no se registran en los trópicos lluviosos, sino en
las regiones desérticas. La máxima absoluta de Sevilla (47°C) es desconocida
en la mayoría de las estaciones tropicales. En efecto, la humedad del aire de
los climas tropicales lluviosos dificulta la penetración de los rayos solares,
modera la irradiación terrestre y, en suma, eleva al máximo la eficacia del
"efecto invernadero". La principal característica pluviométrica de este tipo de
climas, es que las lluvias no son constantes, aparece una estación seca en
torno al solsticio de invierno que aumenta a medida que nos alejamos del
Ecuador hacia los Trópicos. El volumen total de precipitaciones puede variar
mucho, desde la variedad llamada guineana, cuyas precipitaciones se acercan
mucho a los climas ecuatoriales, hasta el saheliense con precipitaciones muy
escasas, menores de 400 mm. recibidas en su mayor parte en los tres meses
de verano. Al no existir variaciones térmicas estacionales apreciables, los
habitantes de los países tropicales no hablan de invierno y verano, sino de
estación seca y estación de lluvias.
263

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Con respecto a la vegetación, en estos climas con estación seca, tiene que
adaptarse a largos períodos de aridez, durante los cuales la evaporación es
activa. Los paisajes vegetales se empobrecen poco a poco y las formas
xerófitas (adaptadas a la sequedad) adquieren una importancia creciente a
medida que se van aproximando a los dos Trópicos. El bosque abierto sucede
al bosque denso cuando la estación seca dura más de tres o cuatro meses. Su
dominio es el del clima sudanés. Se trata de un bosque de hojas caducas que
se caen en la estación seca. El paso del bosque denso, siempre verde, al
bosque seco se hace por transiciones lentas. El sotobosque herbáceo se
espesa gracias a la mayor cantidad de luz que llega al suelo. La sabana, que
es una extensión herbácea más o menos salpicada de árboles, se presenta en
las mismas latitudes que el bosque claro, en las zonas en que los suelos son
más permeables. En el dominio de las sabanas, el bosque se refugia en el
fondo de los valles, donde las raíces pueden proveerse de humedad durante la
estación seca: así se explica el paisaje de los bosques-galería tropicales. A
medida que disminuye la pluviosidad y se acorta el período húmedo, la sabana,
al principio muy poblada de árboles, los pierde progresivamente y ya no está
salpicada más que por arbustos raquíticos y muy separados unos de otros. Un
árbol típico de las sabanas del Sudán occidental es el karité ("árbol de la
manteca"). El paisaje de las sabanas se debe en gran parte a la acción del
hombre: muchas sabanas ocupan hoy el lugar que antaño tuvo el bosque
denso; los agricultores abatieron extensas zonas de bosques para establecer
campos temporales. Las hierbas de la sabana, que han sido protegidas contra
el retorno del bosque por incendios anuales y el pisoteo del ganado, han
conquistado los campos abandonados. Los incendios de la sabana son
provocados por los cazadores para espantar a los animales, y por los pastores
deseosos de eliminar las hierbas secas. Solamente sobreviven los árboles
capaces de resistir el paso estacional del fuego y las gramíneas con rizomas
que, cuando vuelve la estación de las lluvias, se convierten en hierbas muy
altas. El matorral claro con plantas espinosas sucede a la zona de sabanas
cuando se afirma el carácter árido del clima saheliense. Los arbustos, entre los
que aparecen grandes rodales de suelo desnudo, se encuentran dominados
por pequeñas acacias achaparradas. En el África saheliana solamente los
baobabs, árboles bien adaptados a la sequedad, dibujan en el horizonte su
extraña silueta de cuando en cuando.
Am CLIMA MONZÓNICO
Son los climas más húmedos del planeta, aunque tienen una estación seca
invernal.
Presentan un contraste estacional muy fuerte entre el verano cálido y húmedo y
el invierno seco.
Este tipo de clima aparece fundamentalmente en el sudeste del continente
asiático.
Dentro de la zona de circulación monzónica. En invierno el viento sopla del
interior de los continentes secos. En verano, sopla del mar, cargado de
humedad provocando lluvias monzónicas. Ejemplo Calcuta situada a una latitud
de 23°N, en el mismo paralelo en África prima el desierto, ya que el primer
2 64

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
efecto del monzón es el desplazamiento hacia el norte de la convergencia
intertropical, debido a la gran extensión del continente asiático
Af. CLIMA DE SELVA TROPICAL
Los climas ecuatoriales se corresponden con las zonas de calmas ecuatoriales,
entre los 5o de latitud S. y los 10° de latitud N. Extendiéndose por las Cuencas
del Amazonas y del Congo, y el golfo de Guinea. Se encuentra en el centro
mismo del mecanismo conocido como ZCIT (Zona de convergencia
intertropical). Zona donde durante todo el año predominan las bajas presiones
ecuatoriales. En la latitud 0o el sol se encuentra muy alto durante todo el año.
Esto provoca temperaturas elevadas y constantes, y predominio de masas de
aire cálidas y húmedas que ascienden desde el Ecuador, enfriándose
lentamente. Esta elevación y enfriamiento es la que provoca las llamadas
lluvias termoconvectivas que se producen en este tipo de climas.
Ejemplo de climograma de Kuala Lumpur situado a 30° 9’ de latitud N y 101° 4 ’
de longitud E.
K u a la L u m p u r
17 m
26 5 G rad C
2364 m m
Generalidades:
Las temperaturas son muy elevadas a lo largo de todo el año. El Sol se
encuentra siempre cerca de la verticalidad. La duración día/noche y la posición
de los rayos solares varía mínimamente a lo largo del año, lo que unido al
elevado grado de humedad produce un calor asfixiante. Son zonas no muy
aptas para los asentamientos humanos. Como todos los climas intertropicales,
los climas ecuatoriales tienen todos los meses una media de temperaturas
superior a los 18° C. Pero no son los climas más cálidos del planeta, los
superan algunos tropicales y los desiertos cálidos. La temperatura media
2 6 5

DOCUMENTOS DE TRABAJO
mensual suele situarse entre los 20° y los 27°C. La característica fundamental
de estos climas en cuanto a las temperaturas es su escasa amplitud térmica
anual. La más reducida de todos los tipos climáticos. La diferencia entre el mes
más frío y el mes más cálido no supera los 3o C. y en la mayoría de los casos
es de solo 1o o 1,5°. Por su latitud, cercana al Ecuador, las condiciones solares
y atmosféricas varían mínimamente a lo largo del año. La amplitud térmica
diaria es también muy reducida, aunque algo mayor que la anual. Por ello es a
últimas horas de la tarde o primeras de la noche, cuando refresca un poco, el
momento en que se producen las lluvias termoconvectivas características de
este tipo de climas, y que son prácticamente diarias. Las temperaturas son muy
elevadas y constantes a lo largo del año. Es lo que significa la T en el sistema
de Kóppen. La humedad relativa es también muy elevada durante todo el año.
El total de precipitaciones anuales suele superar los 2000 mm. y se reparten a
lo largo de todo el año. Este tipo de climas no tienen meses secos, aunque si
existen meses más o menos lluviosos. Las mayores precipitaciones coinciden
con el paso del sol por la vertical que en cada uno de estos puntos coincide con
los equinoccios, mientras que los mínimos se producen en los solsticios,
cuando el sol está ligeramente más alejado del Ecuador. Las precipitaciones
son de tipo termoconvectivo. Las elevadas y constantes temperaturas hacen
que el aire cálido se esté elevando de forma constante, creando los centros de
Bajas presiones que predominan en estas áreas. Al elevarse el aire se va
enfriando y al estar muy cargado de humedad y muy cercano al punto de
saturación, una pequeña disminución de la temperatura provoca la
condensación y precipitaciones. En las últimas horas del día cuando las
temperaturas descienden un poco se suelen producir la mayor parte de las
precipitaciones.
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÓPPEN: CLASE A: INTERTROPICALES
2 6 6

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
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Río Amazonas
BSk climas de Estepas Frías
• Climas semiáridos bien representados en el interior de los continentes.
© Sus precipitaciones son muy escasas e irregulares, normalmente en
forma de chubascos.
• Las temperaturas se presentan con inviernos fríos y fuerte amplitud
térmica anual.
Generalidades
Aunque estos climas son contiguos con los climas tropicales secos en el Norte
y el Sur de América y en Asia central, tienen diferentes orígenes. Los
verdaderos desiertos fríos se extienden a unos 50° de latitud y las estepas frías
alcanzan aproximadamente los 60° N en las praderas canadienses, mucho más
allá de los límites de los anticiclones subtropicales. Estos climas deben sus
orígenes a su profunda localización en el interior de los grandes continentes,
lejos de las costas a barlovento y de las fuentes de humedad del aire marítimo.
La lejanía de las fuentes de humedad y vapor de agua se ve acentuada en
algunas regiones (como las grandes llanuras de los Estados Unidos) por
barreras montañosas en sentido perpendicular contrarias al viento dominante.
Las condiciones de temperatura son extremadamente variables, con medias
anuales decreciendo y amplitudes térmicas anuales aumentando hacia el
interior y los polos. En las altas latitudes, los vientos son muy fríos, con
escasas precipitaciones (muchas de ellas en forma de nieve) asociadas con
aire polar y ártico de las borrascas frontales. Tanto el BWk como el BSk, con
climas de las latitudes medias y deben sus orígenes a los mecanismos
atmosféricos de estas latitudes, pero la estepa tiende a localizarse en la
periferia de los verdaderos desiertos, donde se reduce la evaporación bajo
2 6 7

DOCUMENTOS DE TRABAJO
condiciones de muy bajas temperaturas haciendo que la mayoría de las
escasas precipitaciones estén disponibles como humedad en el suelo para el
crecimiento de las plantas.
Dos climogramas representativos son.: Kabul (BSk) situado a una latitud norte
de 34°32’y una longitud de 69°’Este y Kamlops, Canadá (Bwk), situado a
50°40’ latitud N y 120° 21' longitud Oeste.
KABUL - 1815
TEMPERATURA °c
KAMLOOPS 345
TEMPERATURA
28°
40
30
27°
20
10
0
-10
PRESIÓN
mb
835
830
825
820
815
810
PRESION
mb
1025
1020
1015
1010
1005
1000
PRECIPITACIONES
mm
300
338 mm 250
PRECIPITACIONES * mm
300
262 m m 25Q
200
200
150
100
150
100
EFMAMJJAS-OND
50
O
EFMAMJJASOND
50
o
Kabul (BSk) situado a una latitud norte de 34°32’y una longitud de 69°’Este y
Kamlops, Canadá (Bwk), situado a 50°40’ latitud N y 120° 21’ longitud Oeste.
2 6 8

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
K oeppen's Clim ate C lassification: C lass B: D ry
by F A O - SD R N - A g ro m e te o ro lo g y G roup -1 9 9 7
A medida que se van acentuando las características de la aridez la cubierta
vegetal va empobreciéndose. La vegetación característica de este tipo de
climas es la estepa que les da nombre, se trata de grandes formaciones
herbáceas, con escasa presencia arbórea, limitada a algunas especies muy
resistentes y xerófitas (adaptadas a la sequedad). En las zonas donde las
precipitaciones son más elevadas aparecen grandes extensiones ocupadas por
estas formaciones herbáceas bastante densas que paulatinamente, a medida
que aumenta la sequedad, se va haciendo una estepa cada vez más clara,
cada vez más pobre en vegetación y llena de calveros. Este empobrecimiento
de la vegetación lleva también consigo el del número de las especies.
Aparecen matorrales claros con plantas espinosas. Los arbustos, entre los que
aparecen grandes rodales de suelo desnudo, se encuentran dominados por
pequeñas acacias achaparradas, imponiéndose las características de la
2 6 9

DOCUMENTOS DE TRABAJO
vegetación de los medios muy áridos; gran desarrollo de las raíces, reducción
de las superficies de evaporación (enanismo de las plantas, reducción o
desaparición de las hojas) y por la adopción de tejidos carnosos que
constituyen reservas de agua. Su ciclo anual se adapta al de la corta estación
de lluvias.
BWh. CLIMAS DE DESIERTO CÁLIDO
• Desiertos sobre áreas interiores entre los 15° y los 35° de latitud. Aridez
extrema.
• Precipitaciones escasas e irregulares, evaporación muy elevada,
sequedad del aire extrema, humedad relativa muy baja.
• Los límites de los desiertos son difíciles de determinar, excepto en
Europa, presentes en todos los continentes.
Generalidades:
A la altura de los trópicos, de forma permanente se localizan centros de Altas
Presiones dinámicas muy potentes y estables. El aire se comprime y calienta al
descender, y en lugar de aportar lluvias, se deseca y estimula la evaporación.
Sobre las fachadas orientales de los continentes las altas presiones se borran
en la estación cálida y permiten el establecimiento de un régimen tropical de
lluvias denominado "de monzón". Por esta causa los desiertos zonales
subtropicales se interrumpen al Este de las masas continentales. La
continentalidad disminuye las posibilidades de llegada del aire marítimo. En los
países templados, las altas presiones continentales originadas por los fríos
invernales alejan las depresiones oceánicas: los inviernos son secos. Durante
el verano, el calor provoca una evaporación muy fuerte, que hace menos
aprovechables las lluvias aunque se produzcan. En el interior de las grandes
masas continentales de la zona templada existen, pues, desiertos
continentales.
Cf. C U M A OCEÁNICO
• Se extiende entre los 40 y los 60° de latitud norte y sur, en la zona de
influencia de las borrascas ciclónicas
® Carecen de estación seca, aunque tienen un mínimo estival. Las
estaciones vienen marcadas por las temperaturas
• Hacia el interior de los continentes y hacia el N y S el clima se modifica
sensiblemente
Generalidades:
En verano: las altas subtropicales se desplazan hacia el norte impidiendo el
paso a las borrascas del Frente Polar, siendo entonces predominante el tiempo
cálido y seco. Pero en el interior de los continentes se instala una “Baja
Térmica” que puede producir depresiones y es la causante de las lluvias
estivales en los climas continentales.
En invierno: Las altas subtropicales se desplazan hacia el sur, pudiendo
entonces penetrar las Depresiones Atlánticas que riegan abundantemente las
2 7 0

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
zonas occidentales de los continentes. Pero en el interior de éstos se instala el
Anticiclón térmico que provoca tiempo frío y seco, y que puede extender su
acción hasta las zonas costeras, impidiendo entonces la penetración de las
borrascas frontales.
Karlsruhe
112 m
1ü.3Giad C
770 mm
Cfb
J F H A M J J A 5
MESES
Climograma de Karlsruhe (Cfb) Alemania, localizado en una latitud de 49° T
Norte y una longitud de 8o 23’ Este.
En el hemisferio Norte el clima oceánico reina sobre la costa atlántica de
Europa, desde Portugal a Noruega (incluyendo las orillas del Canal de la
mancha y del Mar del Norte), sobre la costa pacífica de los Estados Unidos
(Oregón, Washington), de Canadá y de Alaska. En el hemisferio Sur su dominio
es la vertiente pacífica de Chile meridional, Tasmania y Nueva Zelanda. En el
clima oceánico la oscilación térmica entre un invierno suave y un verano fresco
es pequeña. En ninguna otra parte del mundo las estaciones intermedias,
otoño y primavera, están mejor caracterizadas. Hacia el interior de las tierras,
así como hacia los Trópicos y hacia el Círculo Polar, el clima oceánico se
modifica sensiblemente.
271

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÓPPEN
Paisaje característico de Clima Oceánico
Los bosques de árboles caducifolios y las landas son los paisajes vegetales de
los países de clima oceánico. Las masas forestales más extendidas son las de
robles, fresnos y hayas, cuyas espesuras cobijan un rico sotobosque. El
bosque de frondosas favorece la formación de suelos de muy buena calidad, si
no son excesivamente ácidos. Los suelos demasiado drenados se transforman
en suelos de color gris ceniciento, como los podsoles de Rusia. La landa de
aliagas, de brezos y de heléchos aparece cuando el bosque se degrada por la
acción del hombre y de los animales; y sostiene un suelo ácido. En altura, la
violencia de los vientos, el frescor de los veranos y la larga duración de la nieve
sobre el suelo constituyen obstáculos para el crecimiento de los árboles. Las
montañas del Oeste de Inglaterra, por encima de los 300 o 400 metros no
soportan casi nada más que herbazales y en las zonas mal drenadas turberas.
272

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Cs CLIMA MEDITERRÁNEO
• Clima subtropical de la zona templada, entre los 30° y los 45 de latitud N
y S .
® Caracterizado por una marcada sequía estival.
© La sequía estival está motivada por la permanencia del Anticiclón
subtropical.
Generalidades:
Es un clima de las zonas templadas más cercanas a los trópicos, y siempre en
la fachada occidental de los continentes. Se localizan aproximadamente entre
los 30° y los 45° de latitud N. y S., en latitudes más bajas que los climas
oceánicos de las fachadas occidentales. Se localiza, por tanto, en la zona de
transición entre los climas húmedos templados y los secos de los desiertos
tropicales.
36
m
M a r s e lla
14-5Giad C
534 mm
500-
Csa
450-
4-..4-.. -40
400-
Ü a o o - •
* -----±......i-......4-......4-......4-.......4-»
¡250
>200-
- —10
J18Q- '
>100
50
MESES
Climograma de Marsella, Francia, localizado en las coordenadas: 43°19’ de
latitud Norte y 5o 23’ de longitud Este.
El clima mediterráneo es el clima subtropical de la fachada occidental de los
continentes. En el hemisferio Norte se da en los países que bordean el
Mediterráneo y también en California; en el hemisferio Sur, en Chile central, la
región del Cabo, en África del Sur, y en Australia del Suroeste. A un verano
cálido y seco (cuatro meses tienen una media superior a 20° C; y el 3% de las
lluvias anuales caen de junio a agosto) sucede un invierno suave y más o
menos lluvioso. Este ritmo es típicamente mediterráneo, debido a su situación
geográfica, que se encuentra alternativamente bajo la acción de una masa de
aire meridional en verano (desplazamiento hacia el Norte de los anticiclones
subtropicales) y de aire oceánico en invierno (paso de las perturbaciones del
2 7 3

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
frente polar). En invierno no son raras las olas de frío, especialmente en el
borde Norte del Mediterráneo. Se deben a los “vientos continentales” que
soplan desde los anticiclones fríos continentales hacia las bajas presiones del
tibio Mediterráneo. Así se explica la violencia de estos vientos helados, como el
Mistral de Provenza, la Tramuntana del Rosellón y el Bora dálmata.
Inversamente las costas meridionales del Mediterráneo pueden ser invadidas
por el aire abrasador y seco del Sahara. Las precipitaciones pueden ser de una
violencia extraordinaria. En algunas estaciones situadas al pie de una montaña
se han recogido 1.000 mm. en veinticuatro horas.
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÓPPEN
El régimen de los ríos mediterráneos es de los más irregulares y contrastados
del mundo. Al calor y la sequedad de los veranos corresponden lógicamente
caudales insignificantes; muchos ríos quedan completamente secos y no es
raro ver en algunas regiones como se ha puesto a secar la ropa blanca recién
lavada, sobre los cantos rodados de los lechos fluviales. Sólo corren los ríos
que nacen en las montañas próximas y aún los alimenta la fusión de las nieves
o el agua de las fuentes serranas. Las lluvias de otoño desencadenan enormes
crecidas, tanto más rápidas y poderosas cuanto las cuencas vertientes son
más montañosas. La violencia de las lluvias lleva consigo una fuerte erosión
del suelo, sobre todo en las vertientes montañosas. Los ríos acarrean enormes
cantidades de materiales sólidos que depositan en las llanuras, mientas las
vertientes se degradan y dejan la roca madre al desnudo. Por todo esto, los
suelos cultivables son generalmente discontinuos y poco profundos. Para evitar
la erosión del suelo arable, los campesinos construyeron bancales en las
laderas montañosas. La vegetación arbustiva adaptada a la larga sequedad del
verano se degrada fácilmente. El encinar es la formación vegetal típica.
A lluvias más elevadas corresponden alcornocales; a lluvias más débiles,
bosques claros de pinos albares y enebros. Estos bosques han sido destruidos
con frecuencia por incendios provocados por los pastores. En esos casos,
sobre las calizas se instala la garriga, formación baja y discontinua, de árboles
y arbustos que dejan una parte del suelo al desnudo. Sobre los suelos silíceos
(granitos y areniscas), el maquis (campo cubierto de maleza) es más tupido y
2 7 4

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
los pinos y encinas aisladas emergen de un sotobosque denso de altos
brezos, madroños, lentiscos y jaras. Las regiones más áridas pasan a la estepa
arbustiva (thuya, palmera enana) o herbácea (estepa de esparto en África del
Norte), que anuncia el desierto.
Df. CLIMA CONTINENTAL HÚMEDO
• Ocupa la mayor parte de la zona templada propiamente dicha. Climas
muy contrastados.
• A un invierno muy frío y seco se opone un verano cálido y lluvioso. La
oscilación térmica anual es muy elevada.
• En los bordes del clima continental las precipitaciones aunque no muy
abundantes son regulares.
Generalidades:
En verano: las altas subtropicales se desplazan hacia el norte impidiendo el
paso a las borrascas del Frente Polar, siendo entonces predominante el tiempo
cálido y seco. Pero en el interior de los continentes se instala una Baja térmica
que puede producir depresiones y es la causante de las lluvias estivales en los
climas continentales.
En invierno: Las altas subtropicales se desplazan hacia el sur, pudiendo
entonces penetrar las Depresiones Atlánticas que riegan abundantemente las
zonas occidentales de los continentes. Pero en el interior de éstos se instala el
Anticiclón térmico que provoca tiempo frío y seco, y que puede extender su
acción hasta las zonas costeras, impidiendo entonces la penetración de las
borrascas frontales. Los climas continentales se localizan en el interior de los
continentes más masivos, Asia y América del Norte. Se trata de climas muy
contrastados, cuya causa fundamental es de tipo térmico: el diferente
comportamiento ante la temperatura de los continentes y los océanos. Las
masas marinas tienen una mayor "capacidad calorífica" que las masas
continentales. Es decir, tienen una mayor capacidad para mantener su propia
temperatura ante la temperatura ambiente. Por lo tanto, se enfrían y se
calientan más lentamente que las masas continentales. Esto es lo que explica
el comportamiento de los centros de acción térmicos sobre las grandes masas
continentales del hemisferio Norte. En invierno, ante el fuerte descenso de las
temperaturas, los continentes se enfrían más rápidamente que los océanos.
Eso explica que en diciembre, sobre América del Norte y Asia se sitúe un
centro de Altas presiones térmicas (el aire frío pesa y tiende a bajar
desecándose). Sobre el Océano, menos frío, se instalan centros de Bajas
presiones. Pero el Anticiclón térmico continental impide o limita la penetración
de borrascas hacia el interior de los continentes. Esto explica los inviernos muy
fríos y poco húmedos característicos de los climas continentales. En verano,
ante el fuerte aumento de las temperaturas, la situación se invierte. En el
interior de los continentes se instalan centros de Bajas presiones térmicas que
dan lugar a inestabilidad y favorecen las precipitaciones. Esto explica las altas
temperaturas y la humedad estival que caracteriza a los climas continentales.
2 7 5

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Helsinki
56 m
4.5Grad C
651 mm
Jyvaeskylae
145 m
2.6Grad C
640 mm
Dfb
Dfc
J F H A H J J A S O N D
MESES
Climograma de clima Df en Finlandia localizado entre las coordenadas de 59°
a 70° de latitud Norte y una longitud entre 21° y 62 0 Este.
El clima continental reina sobre la mayor parte de la zona templada
propiamente dicha, con la única excepción de la franja costera occidental, de
tipo oceánico. Está muy bien representada en el hemisferio Norte, donde los
continentes ocupan una gran extensión entre los 40° y 60° de latitud (Estados
Unidos, Canadá, Europa, Siberia). En el hemisferio Sur, a causa del
adelgazamiento de los continentes al Sur del paralelo 40°, no se encuentra el
clima continental más que en la Argentina (Pampa seca del Sudeste,
Patagonia).
El clima continental es muy contrastado; un invierno frío y seco se opone a un
verano cálido y lluvioso. La amplitud anual de las temperaturas es muy fuerte,
como lo muestran las cifras de Varsovia: lejos de los océanos el invierno es
largo y riguroso; los meses de diciembre, enero y febrero tienen una media
inferior a 0o; el suelo permanece cubierto de nieve durante ochenta días al año,
y las temperaturas del verano son más elevadas que en las regiones
oceánicas. Las precipitaciones caen sobre todo durante la estación cálida, a
finales de la primavera y en verano, en forma de violentos aguaceros de
tormenta. Así se oponen un invierno frío y seco y un verano cálido y lluvioso,
mientras que las estaciones intermedias, primavera y otoño, se recortan
notablemente.
El clima continental que se extiende sobre grandes espacios, presenta
considerables modificaciones, pudiéndose subdividir en varios tipos:
1. El tipo ucraniano anuncia los medios áridos del Asia Central. Los climas
templados continentales conocen, en efecto una degradación de
276

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
sequedad hacia el Sur. El calor de los veranos aumenta y, aunque el
máximo de lluvias se da en la estación cálida, el clima toma poco a poco
un matiz estepario, ya que a los inviernos fríos y secos suceden veranos
tórridos en los que la evaporación es muy fuerte. Un clima análogo se
extiende sobre las grandes llanuras del Oeste americano, protegidas por
las Montañas Rocosas de las influencias oceánicas.
2. El tipo manchuriano es una variedad de los climas de monzones. Reina
sobre las fachadas orientales de los continentes. Su dominio por
excelencia se sitúa en Asia. El efecto monzónico acusa el contraste
entre un invierno seco y muy frío y un verano cálido y lluvioso; el aire es
entonces más húmedo, y las precipitaciones más abundantes que en el
tipo siberiano. El monzón procede aquí de dos mecanismos: en invierno,
las altas presiones siberianas impiden la llegada de las depresiones del
Oeste; el tiempo es, frío y seco. En verano, el aire marítimo que invade
Asia oriental procede de las masas de aire tropicales que han
conseguido remontarse hasta Shanghai. Por eso, en Chen Yang
(antigua Mukden, 41° 48' N.) el mes de julio es casi tan cálido como en
Shangai (31° 11' N.); las temperaturas medias de ambas estaciones son
en este mes, respectivamente, 24° 7 y 26°9. Gracias al monzón, la
fachada oriental de Asia tiene una continuidad climática; en el extremo
Sur reina un clima tropical lluvioso: calor todo el año, pequeña amplitud,
estación seca de noviembre a abril y estación lluviosa de mayo a octubre
(tal como se registra en Saigón). De este clima se pasa por transiciones
muy suaves al clima chino (invierno suave, verano cálido y lluvia todo el
año, con un máximo en verano) y al clima manchuriano.
3. El tipo siberiano es continental severo comparado con el tipo de Polonia,
la sequedad y el rigor de los inviernos se acusan a medida que se
adentra en el interior del continente. El invierno es tan crudo que el polo
del frío se encuentra en el Norte de Siberia oriental. En, Verkhoyanks se
han registrado -70° C (En el Antártico las temperaturas más bajas
observadas se han registrado a 2.800 m. de altura: -87°). Este clima
continental frío, con una temperatura media anual muy baja (-16°C) y
escasísimas lluvias anuales, preludia ya los climas polares. En realidad,
tan solo se diferencian de éstos por los tres meses estivales.
Paisaje de los
Montes Urales
2 7 7

DOCUMENTOS DE TRABAJO
E. CLIMAS POLARES
• Zonas de altas presiones polares.
• Frío intenso y constante. Ningún mes supera los 10°C, debido a la
oblicuidad de los rayos solares.
• Precipitaciones escasas y disminuyendo a medida que nos acercamos a
los polos. En forma de nieve la mayoría.
Generalidades:
Los climas fríos se localizan en zonas dominadas por las altas presiones
polares y árticas, entre el polo y la isoterma de los 10° C de temperatura media
estival, que marca el límite para los climas continentales fríos. Las altas
presiones dan lugar a tiempo estable y muy frío. En las zonas costeras, sin
embargo, se forman grandes diferencias de presión provocando fuertes vientos
muy fríos (Los Blizzards). Los vientos predominantes son del este. Las masas
de aire dominantes en estas zonas son: La masa de aire polar continental que
se refuerza en invierno con los anticiclones continentales. Posee una humedad
relativa débil y produce tiempo seco. Masa de aire polar marítima: con origen
oceánico, menos fría que la continental y produce algo de humedad, aunque no
muy importante. Masa de aire ártica continental: se forma cerca del Polo.
Provocan temperaturas muy bajas y una gran sequedad. Masa de aire ártica
marítima: también muy fría, puede provocar alguna humedad pero no muy
elevada. El invierno dura ocho o nueve meses y no hay verdadero verano,
durante nueve meses no cesa de helar. La media térmica de este interminable
invierno es de -20° ó -30°, con mínimas que pasan de -50°. El verano, muy
fresco, a duras penas remonta el 0o C. La originalidad del medio polar radica no
tanto en la crueleza del invierno como en la falta de un verdadero verano el
clima,siberiano, uno de los más fríos del mundo, no es, a pesar de todo, un
clima polar, porque durante tres meses por año las temperaturas superan los
10° de media. La intensidad del frío polar se explica por la naturaleza de la
insolación. La noche más larga dura 24 horas en el Círculo Polar y se alarga
progresivamente hasta alcanzar los seis meses en el Polo. Noches tan largas
son poco favorables al calentamiento del aire. El día varía igualmente entre 24
horas en el Círculo Polar y seis meses en el Polo. En estas latitudes, los rayos
del sol caen siempre muy oblicuos: En el Polo el sol en su mayor altura no pasa
de 23° 27' sobre el horizonte en el solsticio de verano. Resulta, por tanto, que
los rayos solares pierden una gran parte de su energía al atravesar una
atmósfera muy espesa, y su eficacia queda enormemente mermada, aunque la
insolación sea continua. La iluminación prolongada de los días polares
compensa ligeramente la insuficiencia de la insolación y favorece el crecimiento
relámpago de la vegetación (una vegetación muy adaptada al medio), muy
pronto interrumpido por las primeras heladas. Las precipitaciones caen sobre
todo en forma de nieve; pero en las latitudes altas la nieve es escasa. La
persistencia de un manto de nieve, que generalmente no pasa de los 30 cm. de
espesor, se explica sólo por la intensidad y duración de los grandes fríos.
2 7 8

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
LOS DIVERSOS CLIMAS POLARES
El límite geográfico de los climas polares (de tundra y de inlandsis que excluye
a los países cuya temperatura media en el mes más cálido es superior a 10°
C.) es sinuoso; en el Ártico desciende hacia el Sur con las corrientes frías que
bañan las fachadas orientales de los continentes (corriente del Labrador y de
Oya Chivo) y alcanza hasta el paralelo 55°, en la península del Labrador. Por el
contrario, la tibieza de la deriva nordatlántica empuja este límite en Noruega
hasta el Cabo Norte (72° N.). El hemisferio Sur es más frío; el Sur de la Tierra
de Fuego tiene ya una temperatura inferior a 10°C en el mes más cálido,
aunque su latitud 55°S es equivalente a la de Dinamarca. El clima polar
continental (Canadá septentrional, Siberia septentrional) tiene inviernos
extremadamente rudos y veranos sensiblemente cálidos. Los vientos son
frecuentes en verano, pero el invierno goza de una calma anticiclonal. El clima
polar de tipo glaciar reina en las regiones constantemente cubiertas de hielo
(centro y Norte de Groenlandia, Continente Antártico). Las precipitaciones son
muy escasas y el viento, a menudo huracanado, esparce una nieve polvorienta,
a través de la cual el sol brilla en ocasiones.
Paisaje de Groenlandia cubierto de tundra helada.
Los fríos polares hielan el suelo hasta una gran profundidad (en algunos casos,
100 m., esta profundidad disminuye desde el Ártico hacia las regiones de clima
continental, con veranos más largos. El escaso calor del verano deshiela
solamente una capa superficial. Las alternancias de hielo y. deshielo de la
superficie producen desplazamientos del suelo superficial sobre el subsuelo
perpetuamente helado. Hielo, deshielo y subsuelo perpetuamente helado crean
problemas de difícil solución en la construcción de casas, ferrocarriles,
carreteras, etc. El agua solamente se encuentra en estado líquido durante el
verano. Como, aún entonces, el subsuelo permanece helado (formando una
masa de consistencia pétrea e impermeable), las aguas se expanden en lagos
y lagunas de todas clases y los lechos de los ríos ocupan en verano inmensas
2 7 9

DOCUMENTOS DE TRABAJO
extensiones. Por ser muy bajo el límite altitudinal de las nieves perpetuas,
modestos relieves de una decena de metros se cubren de glaciares en cúpula
Un medio físico como el polar no se presta al crecimiento de los árboles. A
partir del momento en que ningún mes del año sobrepasa los 10° C de
temperatura, la taiga o bosque de coniferas se degrada. Turberas y pantanos
se intercalan en el bosque, las coniferas se achaparran cada vez más y
aparecen sauces y abedules polares, con aspecto de matorrales; cada vez más
extensamente se presentan áreas de musgos y liqúenes. Muy pronto, los
árboles y arbustos, rechazados de las colinas por los fuertes vientos, se
refugian en los valles, formando raquíticos bosques-galería polares; la tundra
es un paisaje vegetal achaparrado. Sobre los suelos perpetuamente helados en
superficie y sobre las extensiones rocosas, la tundra deja paso al desierto
polar. La fauna está bien adaptada a este severo clima. La tundra alimenta
durante el verano a numerosos herbívoros, que en el invierno se refugian en el
bosque: Las aguas de los mares polares son ricas en plancton; el mar abunda,
pues, en peces, de los que se alimentan las focas, morsas, osos blancos e
innumerables pájaros, como los pingüinos del Antártico. En verano, junto a los
pantanos de la tundra pululan los mosquitos y otros insectos.
12.2 CLASIFICACIÓN DE THORNTHW AITE
La clasificación de Thornthwaite (1949) está basada en:
® La evapotranspiración potencial (ETP) que se calcula a partir de la
temperatura media mensual en °C, con correcciones para la longitud del
día. Para cada 30 días de 12 horas la {ETP (cm)= 1,6 (10.tm /l)a}, dónde
I es el índice de calor anual = a la suma para doce meses de (tm/5)1,514.
Y “a” es un parámetro que se calcula en función de I (Tablas 1 y 2 en
' Tema 10).
® Y, en la humedad disponible, expresada como índices de humedad y de
aridez a partir del balance hídrico directo con 100 mm de reserva
máxima.
Esta clasificación define unos tipos según la humedad (representado por letras
mayúsculas) y su variación estacional (letras minúsculas), y otros tipos según
la eficacia térmica (letras mayúsculas con comillas) y su concentración estival
(letras minúsculas con comillas).
El índice de humedad se define como el conjunto de los Excesos de agua (E,
según el balance hídrico) en porcentaje respecto a la ETP anual.
Ih= 100.[X excesos de los meses del año que lo tengan/ ETP total].
El índice de aridez se define como el porcentaje de la falta de agua (F) de los
distintos meses respecto a la ETP del año.
Ia= 1 0 0 [Xde las faltas de los meses del año con falta/ETP total].
2 8 0

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
El índice de humedad global se define como el porcentaje de excesos menos el
60% del porcentaje de falta de agua.
Im = lh-(0,6.la)
A partir de estos índices se define el tipo de humedad según las siguientes
condiciones:
TIPO DE HUMEDAD DESCRIPCIÓN CONDICIÓN
E Arido -40 > lm>-60
D Semiárido -20 > lm>-40
C1 Seco subhúmedo 0 > lm>-20
C2 Subhúmedo 20 > lm>0
B1 Húmedo 40 > lm>20
B2
60 > lm>40
B3 “
80 > lm>60
«
B4
100 > lm>80
A Perhúmedo lm>100
La variación estacional de la humedad da lugar a los siguientes tipos:
Tipo de variación
estacional
Descripción
Condición
r
s
Falta de agua
Falta de agua
16,7> la > 0
33,3> la > 16,7
pequeña o nula
estival moderada
falta estival
falta estival
w
Falta de agua 33,3> la >16,7
invernal moderada falta invernal
s2
Falta de agua la> 33,3
estival grande falta estival
w2
Falta de agua la > 33,3
invernal grande falta invernal
H Exceso de agua 10> Ih > 0
u
pequeño o nulo
S
Exceso de agua 20> Ih >10
invernal moderado Exceso invernal
w
20> Ih > 10
Exceso de agua
Exceso estival
estival moderado
s2
w2
Solo para los tipos
de humedad A,B y
C2
Solo para los tipos
climáticos en
función de la
Exceso de agua Ih > 20 humedad C1,D, E
invernal grande Exceso invernal
Exceso de agua Ih >20
estival grande Exceso estival
281

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
Según la eficacia térmica (ETP) se definen los siguientes tipos:
TIP O D E S C R IP C IÓ N C O N D IC IÓ N
E’ Helada perm anente 142 > ETP
D’ Tundra 285 > ETP >142
c r M icrotérm ico 427 > ETP >285
C 2’ 570 > ETP >427
B T M esotérm ico 712 > ETP >570
B 2’ 855 > ETP >712
B3’ 997 > ETP >855
B4’ 1140 > ETP >997
A ’ M egatérm ico ETP >1140
La concentración de la eficacia térmica en el verano se define como el
porcentaje de ETP correspondiente al verano, es decir:
ETP verano % = 100[(ETPvi+ETPvii+ETPvi¡)/ETP]
(Mes vi, junio; mes vii, julio y mes viii, agosto)
Y genera los siguientes tipos de concentración estival de la eficacia térmica:
TIPO
CONDICIÓN
a’ 48,0 > ETP v%
b’4 51,9 >ETPv% > 48,0
b’3 56,3 >ETPv% > 51,9
b’2 61,6 >ETPv% >56,3
b’1 68,0 >ETPv% > 61,6
c’2 76,3 >ETPv% > 68,0
c’1 88,0 >ETPv% > 76,3
d’ ETPv% > 88,0
12.3 ( CLASIFICACIÓN DE UNESCO-FAO
Realiza un agrupamiento por características térmicas y de aridez. Para éstas
últimas se define un índice xerotérmico.
INDICE XEROTÉRMICO ANUAL = a la suma de los índices XEROTÉRMICOS
MENSUALES, Para aquellos meses en los cuales la Precipitación media (mm)
es menor o igual a dos veces su temperatura media (°C).
X= INDICE XEROTÉRMICO ANUAL = £xm para todo m (mes) que P< 2tm de
ese mes.
xm= INDICE XEROTÉRMICO MENSUAL.
xm= (N° de días del mes m - N° de días con niebla/2 - n° de días con rocío/2) k.
k = es una constante en función de la humedad relativa.
k 1 0,9 0,8 0,7 0,6
Hr 0-40% 40-60% 60-80% 80-90% 90-100%
Así pues el Indice xerotérmico representa los días del mes que no son de lluvia,
ni de niebla ni de rocío; y está afectado por un coeficiente reductor a medida
que la humedad relativa es mayor. Es un índice de días secos.
282

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
La clasificación por TEMPERATURA define tres Grupos:
CLASE
CONDICION
GRUPO 1 tm i>0
Cálido tm i > 15
Templado-cálido 15>tmi ^ 10
Templado-medio 10>tm1 >0
GRUPO 2
0 > tm-i
Templado-frío 0>tmi > -5
Frío
GRUPO 3
-5>tmi
•
E * — i
A O
Glacial
0>tmi2
Los tipos de invierno se caracterizan en función de la temperatura media de
mínimas del mes más frío (ya que esta clasificación tiene en cuenta el frío
invernal).
CNJ
TIPO DE INVIERNO
Sin invierno
Cálido
Suave
Moderado
Frío
Muy frío
CONDICION
ti > 11
11>ti > 7
7>ti > 3
3>ti > -1
-1>ti > -5
-5 > ti
GRUPO 1: Divisiones por aridez
SUBDIVISIÓN TIPO CONDICIÓN
AXERICOS
P1 > 2 tm del mes todos los meses
Cálido ecuatorial
tm-i>20
Cálido subecuatoria!
20> tm-i>15
Templado cálido 15>tm i>10
Templado medio 10>tm i>0
MONOXERICOS Los meses con Pi<2tm¡ son consecutivos
Desértico X > 300
Sudesértico acentuado 300 > X >250
Subdesértico atenuado 250 > X >200
Xeromediterráneo 200 > X >150
Termomediterráneo acentuado 150 > X >125
Termomediterráneo atenuado 125 > X >100
Mesomediterráneo acentuado 100 ¿ X >75
Mesomediterráneo atenuado 75 > X > 4 0
Submediterráneo 40 > X > 0
Tropical acentuado 200 > X >150
Tropical medio 150 > X >100
Tropical atenuado 100 > X >40
Tropical de transición
40 >X>1
2 8 3

DOCUMENTOS DE TRABAJO
BIXERICOS
Los meses con Pi> 2 tmi no son consecutivos
Bixéricos acentuado 200 > X > > 150
Bixérícos medio 150 > X 100
Bixéricos atenuado 100 > X > 40
Bixéricos de transición 40 > X > 1
El Grupo 2 tiene las siguientes divisiones por aridez.
TIPO
CONDICIÓN
Desértico frío 12 > Mhs >11
Sudesértico frío 10 > Mhs > 9
Frío de estepa 8 > Mhs > 5
Subaxérico frío 4 > Mhs > 2
Mhs= Meses afectados por heladas o sequías.
Ejemplo: Vamos a clasificar la estación de Hortaleza, Madrid, situada a una
latitud de 40° 29’ y con una longitud de 3°38’ Oeste, humedad relativa del 40%
para los meses de verano, según los datos del INM.
Enero febrero Marzo Abril Mayo Junio Julio Agosto Sep Oct. Nov. Dic.
tm 5.8 6.7 10.0 12.7 17.6 21.8 25.5 25.4 21.2 14.9 8.9 5.8
2tm 11.6 13.4 20 25.4 35.2 43.6 51 50.8 42.4 29.8 17.8 11.6
t 1.4 1.8 4.3 6.3 10.0 14.2 17.3 17.2 14.0 9.2 4.1 1.3
P 41 55 43 47 40 36 33 15 43 74 60 44
días
de 7 8 7 8 7 6 3 3 6 8 7 7
lluvia
niebla
rocío
4 3 2 2
0.5
2
0.6
3
0.7
2
0.8
2
0.7
3
1.0
3
0.9
4
0.8
5
tm1 = temperatura media del mes
Grupo 1 templado medio.
más frío = corresponde a enero con 5,8°C.
t1 = temperatura media de mínimas del mes más frío = corresponde también a
Diciembre con 1,3°C. Los meses con P< 2tm son: Junio (30 días), Julio (31
días) y Agosto (31 días). Tipo de invierno moderado.
Para una humedad relativa del 40%, la k es igual a 1.
X = (30-6-0.7/2-3/2) 1 + (31-3-2/2-0.8/2) 1+(31-3-2/2-0.7/2) 1 = 22.15 + 26.6 +
26.65 = 75.4. Monoxérico, Mesomediterráneo acentuado.
12.4 CLASIFICACIÓN DE PAPADAKIS
La clasificación de Papadakis (1966, 1980) pretende responder a la ecología de
los cultivos, redefiniendo los climas en función de variables relevantes en
cuanto a la viabilidad de cultivos. El principal rasgo de ésta clasificación es
introducir temperaturas extremas (importantes para los cultivos) y balance de
agua en el suelo (no solamente precipitaciones recibidas).
284

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Las características fundamentales que selecciona son:
1. Rigor invernal (tipo de invierno).
2. Calor estival (tipo de verano).
3. Aridez (disponibilidad o no de agua) y su variación estacional.
El sistema define un tipo de invierno y un tipo de verano que juntos nos define
el régimen TÉRMICO. Por otra parte, en función de las precipitaciones y el
balance de agua del suelo, obtenemos el régimen HÍDRICO. Con el régimen
térmico y el régimen hídrico obtenemos, las unidades climáticas.
El tipo de invierno define la severidad de la estación fría en función de la ta l
(temperatura media de mínimas absolutas del mes más frío), t1 (temperatura
media de mínimas del mes más frío) y T i (temperatura media de máximas del
mes más frío).
TIPO DE INVIERNO
*-t
QJ
""o
O
L (°C)
Ti (°C)
Ecuatorial Ec >7 >18
Tropical
Cálido Tp >7 1 3a 18 >21
Medio tP >7 8 a 13 >21
Fresco tp >7 <21
Citrus
Tropical Ct -2.5 a 7 >8 >21
Citrus Ci -2.5 a 7 10 a 21
Avena
Cálida Av -10 a -2.5 >-4 >10
Fresca av >-10 5 a 10
Triticum
Avena-trigo Tv -29 a -10 >5
Cálido Ti > -29 0 a 5
Fresco ti > -29 <0
Prim avera
Cálida Pr <-29 >-17.8
Fresca pr <-29 <-17.8
Ecuatorial (Ec) es apto para el cultivo de la palma de aceite, cocotero y árbol
del caucho.
Tropical (Tp): no registra heladas pero es demasiado frío para los cultivos
anteriores. Se subdivide en :
Cálido (Tp), demasiado cálido para el trigo de invierno.
Medio (tP), marginal para el trigo de invierno.
Fresco (tp), bastante fresco para el trigo de invierno.
285

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Citrus , se subdivide en:
Tropical (Ct) marginal para el trigo,
Citrus (Ci), lo bastante frío para aquel. Permite el cultivo del naranjo, pero
marginalmente al existir heladas.
Avena, se subdivide en:
Cálido (Av) y fresco (av). Permite el cultivo de avena pero no el de los cítricos.
Triticum, es lo bastante suave para el trigo de invierno pero no para la avena.
Primavera, no es lo suficiente cálido para el trigo de invierno y todos los
cultivos se siembran prácticamente en primavera.
El Tipo de verano define el calor veraniego. Se deben considerar los siguientes
datos:
Estación libre de heladas (ExLH): mínima, disponible y media.
Mínima (EmLH) período entre aquellas fechas en que la t’a alcanza o supera
los 7°C.
Disponible (EDLH) período entre aquellas fechas en que la t’a alcanza o supera
los 2°C.
Media ( EMLH) período entre aquellas fechas en que la t’a es superior a 0°C.
Media de las temperaturas medias de máximas de los 2, 4 o 6 meses más
cálidos (1/n.X12¡=13-n Ti; n = 2, 4 , 6).
Media de máximas del mes más cálido (T12).
Media de mínimas del mes más cálido (ti2).
Media de la media de mínimas de los dos meses más cálidos ( 1A £ 12 ¡=n,ti).
2 8 6

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
TIPO DE ExLH[x] 1 /n .I12¡=l3-n
VERANO (mes) (°c) [n]
T
12 Í12 m i=n.tU
Gossypium
Cálido G >4.5[m] >25[6] >33.5
Fresco g >4.5[m] >25[6] <33.5
Coffee c = 12[m] >21 [6] <33.5
>20
<20
O riza O > 4[m] 21 a 25[6]
M aize M >4.5[D] >21 [6]
Triticum
Cálido T >4.5[D] <21 [6] y
>1?[4]
Fresco t 2.5a 4.5[D] >17[4]
Polar
Cálido P
<2.5[D]
(taiga)
fresco p <2.5[D] >6 [2]
(tundra)
V
o
i—i
>5
Frígid
Cálido F
Fresco f
<6 [2] >0
<0
Andino-Alpino
Cálido A
<2.5[D] <10 [4]
Fresco a
>1 [M]
r/ <1 [M] <10[4]
La interpretación del tipo de verano, en términos de ecología de' cultivos es:
Gossypium (algodón), verano suficientemente largo y cálido como para cultivar
algodón.
C offee (café), además de estar libre de heladas, las noches son
suficientemente cálidas para cultivar café.
O ryza (arroz), verano suficientemente largo y cálido para el cultivo de arroz,
pero marginal para el algodón.
M aize (maíz),
arroz.
verano largo y cálido para cultivar maíz, pero insuficiente para el
Trític u m (trigo), verano suficientemente largo y cálido para el cultivo del trigo,
pero insuficiente para el maiz.
P o la r cálido, se pueden form ar bosques, pero no el cultivo de trigo.
P o la r frío , no se pueden form ar bosques pero si, formaciones de tundra.
2 8 7

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Frígido (Desierto subglacial), no hay formaciones de tundra, pero no se halla
permanentemente cubierto de hielo.
Andino-Alpino, muchas heladas para formación de bosques, pero si para
praderas.
El régimen Térmico integra la información del tipo de verano y el tipo de
invierno que se aproxima a la nomenclatura climática clásica.
RÉGIMEN TÉRMICO TIPO DE INVIERNO TIPO DE
VERANO
EQUATORIAL
C á lid o - — EQ Ec G
Sem i-cálido------------------------------- Eq Ec g
TROPICAL
C álido TR Tp G
Sem icálido---------- — — ----- I r Tp g
Cálido de invierno frío-—---------- tR tP G, g
Frío -tr tP O, g
TIERRA TEMPLADA
-------------— ------ --------— --Tí Tp,tP,tp c
fría — ------------ “— —tí Tp I
TIERRA FRÍA (2)
Baja- ------------_ - T F (7) Ct o más frío g
Media ---------- -— -— - T í Ci o más frío O, M
A lta— ----------------- ------ ------—tf Ci o más frío T, t
ANDINO (2)
Bajo——---- ---------- ------ ------ —An Ti o más cálido A
A lto — ----- —------------ -——— an Ti o más cálido a
Taiga — ----- — -------- aP Ti o más cálido P
Tundra— ------—— ap Ti o más cálido p
Desierto subglacial---------------— aF Ti o más cálido ' F
SUBTROPICAL
Sem i-tropica!— ------------------------Ts Ct G,g
C álido ——SU Ci, Av G
Sem i-cálido— — — -———-S u (7) Ci g
MARINO (1)
Súper— -——-—--------——-—-"-M m Ci T
C álido—--------------— ------------MA Ci O, M
Fresco— -— —----------— ---------Ma aV T
Frío ma (3) av, Ti P
Tundra--------- — — ---------- ——mp Ti P
Desértico subglacia l------------------- mF Ti F
TEMPLADO (1)
C á lid o - - -----------------— TE av, A v M
Fresco—----------------------------------- Te ti,T i T
Frío - — te ti, Ti T
PAMPEANO-PATAGONIANO (1)
Pampeano------------------ -------------PA (4) A v M
Patagoniano------------------------- Pa Tv, av, A v t
Patagoniano frío — ---------------- pa (6) Ti, av P
288

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
CONTINENTAL
Cálido--------------
Sem i-cálido——
Frío-------------------
CO (5)
-C o
-co
Av o m ás frío
Ti o más frío
Pr,Pr
g ,G
M, O
t
POLAR
T a i g a -
Tundra-
Desierto subglacial
Hielo perm anente—
-Po
po
-Fr
■fr
ti o m ás frío
ti o más frío
ti o m ás frío
ti o m ás frío
P
P
F
f
ALPINO (1)
Bajo-----------
A lto— ------
■Al
-al
Pr, ti,Ti
Pr, ti, Ti
A
a
Los números entre paréntesis de la tabla corresponden a las siguientes
características diferenciadoras:
[1] ETP Máxima > ETP vi
[2] T 12 < 20
[3] EDLH > 2,5
[4] 1/6 X 127 Ti> 25
[5] Excepto la combinación Av-G
[6] EDLH < 2,5
[7] Excepto Ci-g, que será Su (no TF)
REGÍMENES DE HUMEDAD
1. (ETP mensual en mm): Calculada según Papadakis basada en el déficit
de saturación = 5,625 (Presión de saturación de vapor correspondiente a
la temperatura media de máximas, en milibares- Presión de saturación
de vapor correspondiente a la temperatura media de las mínimas menos
dos grados, en milibares). Con ésta fórmula, los únicos datos necesarios
para el cálculo son las temperaturas medias de las máximas y de las
mínimas.
ETP =[ 5,625 e°(T)-e° (t-2)].
2. índice de humedad: Define el índice de humedad anual Ih = P/ETP
siendo P la precipitación anual y ETP la evapotranspiración potencial.
De igual manera se calculan los índices mensuales, en el caso en el que
la P sea menor que la ETP, la precipitación se reemplaza por la suma de
la misma y del agua almacenada en el suelo (según el balance hídrico
es la variación de la reserva en valor absoluto) procedente de las lluvias
previas y que ha sido extraída por las plantas.
3. Meses húmedos y secos: Cuando la P excede a la ETP es mes húmedo.
Si la P mas el agua almacenada en el suelo extraída supera el 50% de
la ETP, el mes es intermedio, y si es inferior, el mes es seco. La
introducción de mes seco es importante ya que según Papadakis
muchos cultivos pueden prosperar durante este período.
2 8 9

DOCUMENTOS DE TRABAJO
4. Lluvia de lavado (Ln): La diferencia entre la P y la ETP durante la
estación húmeda es muy importante en edafología y ha sido propuesta
como índice de lavado del suelo, siendo un factor importante en la
geografía de la vegetación. Cuando excede al 20% de la ETP anual el
bosque reemplaza a la pradera.
Las definiciones de regímenes hídricos son las siguientes:
HÚMEDO: Ningún mes seco. Ih>1 y Ln > 0.20ETP.
Húmedo permanente (HU), todos los meses son húmedos.
Húmedo (Hu), algún mes no es húmedo.
MEDITERRÁNEO: ni húmedo ni desértico. Precipitación invernal mayor que la estival. Si el
verano es G , julio debe ser seco. Latitud> 20°, sino es monzónico.
Mediterráneo húmedo (Me); Ln >0.20ETP y/o lh>0.88.
Mediterráneo seco (Me); Ln <0.20 ETP; 0.22<lh<0.88;en uno o más meses invernales con
T>15°C se cumple que Pm+ Rm.-i>ETPm
Mediterráneo semiárido (me), demasiado seo para ser Me
MONZÓNICO: Ni húmedo ni desértico. Ih v¡¡_v¡¡¡ >lh ¡v.v. Julio o Agosto deben ser húmedos, si dos
meses invernales son húmedos. Julio o Agosto deben ser no-secos, si dos meses invernales
son no-secos. En caso contrario el régimen es estepario o isohigro semiárido.
Monzónico húmedo (Mo); Ln >0.20ETP y l o Ih >0.88
Monzónico seco (Mo); Ln <0.20 ETP; 0.44<lh<0.88
Monzónico semiárido(mo); lh<0.44
ESTEPARIO (St): Ni húmedo ni mediterráneo ni monzónico. Primavera no seca
( I vm=ü¡ Pm> 0.5. X V is ETPm). Latitud > 20°; sino es monzónico.
DESÉRTICO: Todos los meses con T>15°C son secos; lh<0.22.
Desértico absoluto (da); lhm< 0.25, para todo mes con Tm> 15°C; lh<0.09.
Desértico mediterráneo (de), no suficientemente seco para da; lluvia invernal mayor
Que la estival
Desértico monzónico (do), no suficientemente seco para da; julio-agosto menos secos que
abril-mayo.
Desértico isohigro (di), ni (da), ni (de), ni (do).
ISOHIGRO SEMIÁRIDO (si): Muy seco para estepario. Muy húmedo para desértico. Ni
mediterráneo, ni monzónico.
2 9 0

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Unidades climáticas
Finalmente, el sistema define las unidades climáticas y sus subunidades con
los criterios del régimen térmico y el régimen hídrico según la siguiente tabla,
que hemos resumido, dejando únicamente las unidades (en mayúscula) y un
detalle de las subunidades (en minúscula) para la unidad TROPICAL.
UNIDAD Subunidad Régimen Térmico Régimen Hídrico
TROPICAL
EQ, Eq, TR, tR,tr,Tt,tt
Ecuatorial húmedo semi-cálido
e9
Hu,MO
Tropical húmedo semi-cálido Tr Hu,MO
Ecuatorial-tropical seco semi-cálido EQ, TR MO,Mo
Ecuatorial-tropical cálido EQ, Eq,TR,Tr MO,Mo
Ecuatorial-tropical semi-árido EQ, Eq,TR,Tr mo
HU,Hu,MO,Mo,
mo
Tropical fresco tr HU,Hu,MO,Mo
Tierra templada húmeda Tt, tt HU,Hu,MO
Tierra templada seca Tt, tt Mo, mo
Tropical cálido de invierno fresco
TIERRA FRÍA
tR
TF, Tf, tf,An, an,aP, ap,
aF
HU, Hu, MO, Mo,
mo
HU, Hu, MO, Mo,
mo
DESÉRTICO cualquiera da, de, di, do
SUBTROPICAL
PAMPEANO
Ts, SU, Su
PA, Pa, pa,TE, MA, Ma,
ma, SU, Su
HU, Hu, MO, Mo,
mo
St,si, MO, mo, y
me con Pa, pa,
Te, Ma
MEDITERRANEO cualquiera ME, Me, me
MARÍTIMO
Mm, MA, Ma, TE, Te,
te ,Pa, pa
HU, hu
CONTINENTAL HUMEDO CO, Co, co HU, Hu, Mo
ESTEPARIO
CO, Co, co, Te, te, Po j St, si, Mo, mo
POLAR Po, po, Fr, fr, Al, al cualquiera
291

1A ____________ DOCUMENTOS DE TRABAJO

TEM A XIII. M O R F O C L IM A T O L O G ÍA
13.1 Sistema Morfogenético
El concepto de SISTEMA MORFOGENÉTICO, es la relación que existe entre
el clima, procesos y formas del relieve (Cotton, 1958). Se puede distinguir
REGIÓN MORFOGENÉTICA, donde las formas del relieve reflejan el clima y
los procesos actuales (Peltier, 1950). REGIÓN PALEOMORFOGENÉTICA,
región donde las formas del relieve reflejan el clima y los procesos pasados
(Wilson, 1968).
Podemos establecer ocho grandes dominios morfoclimáticos: en la zona fría el
dominio glaciar y el periglaciar, en la zona xérica el dominio árido y el
semiárido, en la zona templada el dominio templado húmedo y el continental
seco, y en la zona tropical húmeda el dominio de la selva y el de la sabana.
Además veremos la influencia de las áreas de montaña y su organización
geomorfológica. Cada uno de ellos traduce un sistema morfogenético
diferenciado digno de tener en cuenta ya que es responsable de las formas del
paisaje natural.
Semiárida
Continental
se c a
Tropical
húm eda-seca
Glaciar
Periglaciar
Húmeda de
latitud media
Tropical
húm eda
Temperatura del m es m ás cálido (°C)
Frío-cálido
Estacional ¡dad
Número de m eses
Precipitación > 50 mm
Seco-húmedo
F íg. 1.10 Principales regiones m orfoclim áticas a ctu ale s en el m undo obtenidas aproxim adam ente a partir de la
tem p eratu ra m edia anual (°C), precipitación m edia an u al (mm), m edia del núm ero d e m e s e s húm ed o s (por encim a
d e 50 mm) y tem peratura m edia del m es m ás cálido (°C) (Chorley et al, 1984). (R eproducida con perm iso.)
Zona fría
La zona dominada por el frío se caracteriza por un déficit muy acusado de
radiación solar. Es característica de las altas latitudes que se encuentra por
encima de la isoterma de los 10 °C del mes más cálido. Coincide,
295

DOCUMENTOS DE TRABAJO
aproximadamente, con la extensión máxima de ios árboles hacia los polos. Los
dominios morfoclimáticos fríos abarcan el 28 % de la superficie terrestre
emergida. En el hemisferio Norte se extiende por el margen septentrional de los
continentes americano y eurasiático, junto con los archipiélagos cercanos,
Groenlandia e Islandia. En el hemisferio Sur comprenden el continente
Antártico y la punta meridional de América, más algunas islas cercanas. Se
distinguen el dominio morfoclimático glaciar y el dominio morfoclimático
periglaciar.
Zona xérica
La zona xérica se corresponde con las regiones que presentan un claro
balance hídrico deficitario, tanto por la ausencia de lluvias como por la eficacia
de la evapotranspiración. Las plantas más comunes son las xerófilas, que
aparecen en formaciones de estepa más o menos densa, hasta llegar a los
casos más extremos en los que nos encontramos con el desierto integral. El
concepto de aridez no es fácil de determinar, ya que no depende sólo de las
escasas precipitaciones (250 mm) sino también de la distribución estacional,
las temperaturas, la insolación y el viento. La aridez afecta, aproximadamente,
al 31 % de la superficie terrestre emergida. Abarca las dos franjas de los
desiertos tropicales. En el hemisferio Norte destacan los desiertos del Sáhara y
los de Arabia, Irán, Paquistán y la India (Thar), y los americanos del norte de
México y el sur de Estados Unidos como los de Mojave, Sonora y Arizona. En
el hemisferio Sur encontramos los desiertos australianos, el de Namibia, el de
Kalahari y el de Atacama. A estos desiertos zonales hay que sumar los que
están ligados a las regiones continentales, como los del Asia central (Gobi,
Karakumi, Kizilkum o Takla Makan); los desiertos situados a sotavento de las
Rocosas (Colorado y Nuevo México) y los Andes (la Pampa, el Chaco y la
Patagonia), los costeros chileno-peruanos (Arequipa). Se distinguen el dominio
morfoclimático árido y el dominio morfoclimático semiárido.
Zona templada
La zona templada se caracteriza por la moderación de los fenómenos. Es la
zona más humanizada, y por lo tanto la más antropizada. De manera general la
zona templada abarca entre los 30° y los 60° de latitud, lo que supone un 20 %
de las tierras emergidas. La m ayor parte de estas tierras se encuentran en el
hemisferio Norte. En estas regiones los sistemas morfogenéticos se expresan
en modestos retoques del relieve. Se distinguen el dominio morfoclimático
templado húmedo y el dominio morfoclimático continental seco.
Zona tropical húmeda
La zona tropical húmeda se caracteriza por los altos niveles de calor y
humedad. La media de temperatura está en torno a los 18 °C todos los meses,
con una amplitud térmica de no más de 10 °C. En estas condiciones la cubierta
vegetal es muy abundante. Supone un 20 % de las tierras emergidas y se
encuentran entre las zonas áridas de sendos hemisferios, en torno al ecuador
entre los paralelos 16° ó 17° de latitud tanto norte como sur. Sin embargo, se
prolongan en las fachadas de los continentes en condiciones favorables,
c-
296

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
gracias a los monzones. Se distinguen el dominio morfoclimático de la selva
tropical y el dominio morfoclimático de sabana.
Áreas de montaña
Las áreas de montaña introducen perturbaciones debido a la altitud en los
climas zonales, y esto tiene, también, consecuencias morfogenéticas. No
obstante, el medio montañoso se define por su estructura escalonada. Los
cambios son progresivos, y además los fenómenos morfogenéticos de los pisos
superiores interfieren en los inferiores. Distinguiremos el piso morfoclimático
glaciar, el piso morfoclimático periglaciar y el piso morfoclimático forestal.
En el dominio morfoclimático glaciar el hielo está permanentemente presente.
Él es el auténtico agente modelador del relieve. El elemento esencial que
define este dominio es la presencia de glaciares, tanto inlandsis como glaciares
locales. Está circunscrito al límite de las nieves perpetuas, y por lo tanto
podemos relacionarlo con el clima del casquete polar. Suponen el 10 % de las
tierras emergidas, de las cuales la mayor parte de ellas corresponden a los
inlandsis antártico y groenlandés.
Las precipitaciones son siempre en forma de nieve, por lo que el proceso de
formación de neviza y hielo glaciar es continuo. La neviza es la nieve caída
sobre la zona de acumulación de un glaciar y ligeramente prensada. La neviza
se convierte en hielo glaciar debido a la compactación y la recongelación:
pérdida de aire y cambio de la estructura cristalina.
13.2 SISTEMA MORFOCLIMÁTICO
GLACIAR
La preparación del material está ligada a los procesos mecánicos en los que
intervienen el frío, que se ven atenuados por el hecho de que la mayor parte
del tiempo las temperaturas están por debajo de cero grados y no hay
alternancia hielo-deshielo. La huella de la gelifracción es limitada. El transporte
está relacionado con la existencia de grandes glaciares capaces de transportar
materiales morrénicos, pulir y formar estrías y acanaladuras en las rocas
aborregadas y las paredes del glaciar. La acción de transporte está
complementada con las aguas de fusión, tanto superficial como interna. Su
acción fundamental se centra en el transporte de parte de los materiales de
menor tamaño proporcionados por la abrasión y el lavado de las morrenas.
Modelados del relieve
En el dominio glaciar sólo los relieves relacionados con la acumulación son
directamente observables, ya que el resto está cubierto por el hielo. Estos
conjuntos están localizados en las zonas marginales, costas y frentes de
glaciar, y se asocian en construcciones fluvioglaciares y eólicas.
El depósito glaciar típico es la morrena. En la zona marginal de fusión aparecen
colinas de grava llamadas kames. El kame, y las terrazas de kame, señala el
297

DOCUMENTOS DE TRABAJO
límite del hielo en estado de recesión. Si la corriente de agua glaciar
desemboca en un lago la carga depositada forma un delta de kame. Estas
gravas pueden colmatar las cubetas y los canales en formaciones que pueden
quedar resaltadas, llamadas esker. El material aportado por el glaciar en estas
formaciones aparece rodado y clasificado.
Por delante se desarrolla la zona proglaciar o fluvioglaciar. La zona fluvioglaciar
es aquella en la que encontramos la actividad de las aguas de fusión del
glaciar. En la zona fluvioglaciar se instalan lagos de aguas calmas que
provocan una deposición de arenas más finas, por decantación, llamadas
varvas. La deposición que tiene lugar durante el verano tiene derrubios más
gruesos que la de invierno. Esto nos permite conocer la edad de las varvas.
Cuando se desecan estas superficies se ven sometidas a procesos de erosión
creando extensiones pedregosas semejantes a los ergs, y a sotavento regiones
de modestas dunas en las que se encuentran mezcladas la arena y el hielo.
Las morrenas de ablación configuran colinas elípticas con vertientes convexas
llamadas drumlins. Los drumlins son montículos alargados orientados en la
dirección de la corriente. Normalmente la pendiente es más acusada aguas
arriba que aguas abajo.
Desde la última glaciación (Würm) hace unos 18.000 años, los hielos no han
hecho más que retroceder dejando al descubierto relieves heredados. Los
relieves típicos que han quedado exhumados son: rocas aborregadas, circos,
artesas, cubetas, zonas pantanosas, lagos y turberas y todas las formas
creadas por los glaciares.
2 9 8

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMA’ C iO G ÍA PARA E_ MEDIOAMBIENTE
SISTEMA MORFOCLIMÁTICO PERIGLACÍAL
El dominio morfoclimático periglaciar se localiza en las márgenes del dominio
glaciar y comprende todas las áreas de ciima frío en las que la temperatura
crítica de 0 °C provoca frecuentes ciclos de hielo-deshielo. Por otra parte el
régimen pluviométrico asegura la presencia de agua. En estas condiciones la
gelifracción es el mecanismo de preparación del material fundamental. Ocupa
un 15 ó 16 % de las tierras emergidas y sus climas típicos son el clima de
tundra y el clima de los bosques boreales.
El sistema morfogenético es uno de los que alcanza una m ayor competencia
modeladora. Son particularmente eficaces todos los procesos de meteorización
mecánica, especialmente la gelifracción. Los períodos de alternancia hielodeshielo
son más activos en primavera y otoño. En este dominio la disolución
sólo actúa eficazmente sobre las calizas, ya que las aguas de fusión nival son
ricas en anhídrido carbónico. Sin embargo su actividad está limitada, ya que
buena parte del agua está congelada. Este estado del agua impide que se
desarrollen con eficacia otros tipos de procesos de preparación del material. En
este dominio es importante la presencia de nieve más o menos abundante, la
escasez de la cubierta vegetal, ya sea tundra o bosque boreal, y la presencia o
no de hielo en el suelo.
La dinámica de vertientes presenta gran variedad de fenómenos, tanto en
masa como por elementos. La movilización de elementos está dominada por la
crioturbación y la gelifluxión.
Los efectos de la crioturbación varían dependiendo de las características del
material afectado. Hay que distinguir las geliestructuras, desarrolladas en
profundidad, y las figuras, ligadas a los materiales superficiales. Entre las
geliestructuras encontramos repliegues debidos a la compresión del mollisol
sobre el permafrost. Si la congelación es brusca, prolongada y acentuada se
abren grietas de hielo que ejercen fuertes presiones laterales, hasta el punto de
provocar cabalgamientos entre ellas. Todo ello conlleva la distribución
organizada de zonas de piedras y vegetación. Cuando se presentan en
superficies más o menos horizontales se estructuran en redes con mallas de
dimensiones variables, llamadas suelos poligonales. El tapiz vegetal de la
tundra presenta abultamientos de césped almohadillado llamados thufurs o
hummocks, de planta poligonal rodeados por bandas de piedras. La pendiente
provoca la apertura de los polígonos, estirándose hasta adoptar una estructura
en bandas paralelas. Es en este dominio donde aparecen los pipkrakes
debidos a la crioturbación, ya que está dominado por la presencia de hielo en
ellas.
La gelifluxión es un tipo de solifluxión dominada por la presencia de hielo en el
suelo, que es descongelado durante el verano, lo que proporciona grandes
cantidades de agua líquida. El permafrost no deshelado se comporta como
plano de deslizamiento para las lenguas fangosas. Podemos distinguir entre los
bloques canalizados, los mantos de barro y las coladas de bloques que se
deslizan por pendientes débiles. La vegetación de tundra puede dificultar el
299

DOCUMENTOS DE TRABAJO
desplazamiento del fango. En las pendientes abruptas se puede desgarrar la
cubierta vegetal.
Todos estos procesos aportan grandes cantidades de carga a los cursos de
agua. Estos tienen un régimen claramente contrastado, en función de las
épocas de hielo y deshielo. La arroyada difusa tiene una presencia notable al
comienzo de la estación del deshielo, ya que el suelo helado impide la
infiltración del agua. Esto asegura el lavado de las partículas más finas.
Los grandes agentes de transporte que actúan en este dominio son las aguas y
el viento, aunque este sólo tiene auténtica significación morfogenética en el
contacto con el dominio glaciar. La originalidad de las corrientes de agua se
debe a su alternancia entre épocas heladas con escasa circulación y épocas de
fusión con gran abundancia de caudal. Los ríos que desembocan en el océano
Glacial Ártico se deshielan antes en la cabecera que en la desembocadura. Las
aguas de fusión se encuentran con una potente barrera de hielo que generan
extensas llanuras de inundación.
EL DOMINIO MORFOCLIMÁTICO ÁRIDO
Se caracteriza por las temperaturas altas y las precipitaciones muy escasas. La
importancia de la actividad de las aguas esporádicas no es mucha, y la del
viento aumenta notablemente. No obstante, los procesos de meteorización
están muy limitados. Para la mayoría de los procesos mecánicos falta agua,
sólo la termoclastia tiene eficacia suficiente, aunque es un proceso menos
efectivo.
En este dominio el viento alcanza una m ayor capacidad modeladora. No se
trata de vientos vinculados a la circulación zonal (alisios) sino a vientos locales
provocados por las diferencias de temperatura en las laderas (vientos
anabáticos y katabáticos). Muchos vientos tienen su origen en el paso de
perturbaciones capaces de form ar tormentas de arena y polvo. La capacidad
de ablación de las rocas desnudas es muy importante, aunque lo más
espectacular es la acumulación de arenas en forma de dunas.
Los desplazamientos de arenas en masa dependen casi en exclusiva del
viento, por lo que sólo afecta a las partículas de menor calibre. Podemos
distinguir, pues, un tipo árido, en el que los procesos ligados al agua mantienen
un funcionamiento mínimo pero apreciable, y el tipo hiperárido, en el que el
agua está casi totalmente ausente, y los procesos morfogenéticos tienen muy
poca competencia. Sólo el viento tiene una significación morfogenética. La
arroyada es un episodio excepcional. El tipo árido afecta al 14,5 % de las
tierras emergidas. El tipo hiperárido sólo afecta al 4 % de las tierras emergidas,
el sector central y oriental del Sáhara y los desiertos de Namibia y Atacama.
Modelado del relieve
Los modelados del relieve de los dominios árido y semiárido se clasifican en
cuatro grandes géneros: el modelado de las formas estructurales, el modelado
300

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
de los piedemontes y las llanuras, las depresiones cerradas y los modelados
eólicos.
© Modelado de las formas estructurales
La trama arquitectónica del relieve aparece particularmente resaltada en las
estructuras sedimentarias aclinales, en las cuales se aprecia perfectamente la
alternancia de rocas más o menos vulnerables a la erosión diferencial. Las
series aclinales de calizas y areniscas forman hamadas cubiertas por gravas y
fragmentos angulosos. Son mesetas rocosas y notablemente llanas de regs
autóctonos, en los que el viento ha barrido el material arenoso. Los fragmentos
más grandes no son movilizables por el viento en superficies horizontales.
Estas altiplanicies terminan en frentes de cuesta excavados en taludes
compuestos por margas y arcillas. Delante de estos podemos ver cerros testigo
casi tabulares.
® Modelado de los piedemontes y las llanuras
Las formas estructurales están formadas por unidades de relieve que se ponen
en contacto unas con otra a través de glacis de piedemontes y llanuras. Los
perfiles longitudinales de los glacis tienden a ser cóncavos en la parte superior,
pero tienden a hacerse rectilíneos en la parte inferior. También el perfil
transversal tiende a ser rectilíneo, aunque cuando procede de la coalescencia
de varios conos de derrubios adopta un aspecto de orla.
El viento retoca estas formaciones concentrando y estructurando en superficie
los elementos, los más groseros en la parte más alta y los más finos en la más
baja. De esta manera se forman regs de materiales alóctonos dando al paisaje
un aspecto pedregoso. Cuando se superponen varias capas de fragmentos
gruesos se forma un reg empedrado o de mosaico.
© Depresiones cerradas
Las depresiones cerradas son el elemento del relieve más característico de los
dominios árido y semiárido. Las llanuras y piedemontes generalmente hacen
converger sus aguas de escorrentía hacia depresiones cerradas o grandes
uadi, independientemente de si está construidas sobre rocas sedimentarias o
metamórficas. Incluso las regiones plegadas vierten sus aguas en zonas
endorreicas. Las depresiones cerradas se caracterizan por su gran extensión,
decenas de kilómetros cuadrados, y su altitud normalmente por debajo del nivel
medio del mar. Estas depresiones tienen múltiples denominaciones locales:
sebja, garaa, enfida en los países árabes, keuir en Irán, takyr en Asia central,
«playa» en Norteamérica y Australia, y salar o salina en Suramérica.
Se distinguen entre dos tipos de depresiones en función de su grado de
salinización: las garaas y las sebjas.
Una garaa es una depresión poco salada que se inunda periódicamente, propia
de las regiones esteparias. Son notablemente planas y enlazan sin solución de
continuidad con las llanuras que la rodean. Los períodos secos se producen
301

DOCUMENTOS DE TRABAJO
por evapotranspiración del agua pero también por infiltración. La desecación
deja al descubierto gran cantidad de arcillas y limos que se cuartean durante
los períodos secos. Estos suelos se organizan en redes poligonales. Las más
compactas forman losas que dificultan la acción del viento. En las garaas
aparecen formas de acumulación semejantes a cualquier otra construcción
aluvial.
Una sebja, es una depresión cerrada muy salada. Su fondo es notablemente
plano debido a la precipitación de evaporitas. El grado de salinidad provoca la
ausencia total de vegetación. En las márgenes de las sebjas aparece una zona
de vegetación esteparia, compuesta por especies halófilas.
La salinidad de las sebjas se ve mitigada por la acción del viento. En realidad la
presencia de sales lo favorece, ya que las partículas que se forman en las
sebjas contienen arcillas y sal, cuando durante las lluvias se disuelve la sal
libera partículas arcillosas más pequeñas y más fácilmente transportables por
el viento. Al contrario que las garaas las sebjas sí presentan una ruptura de
pendiente clara con las llanuras que las rodean.
® Modelados eólicos
El viento es el otro gran agente modelador de las regiones áridas. Las formas
más características son los yardangs. Un yardang es un cerro rocoso de perfil
disimétrico y planta longitudinal de varios metros de altura. Su vertiente de
sotavento es más pendiente y la de barlovento es más redondeada, por estar
más desgastada. Se encuentran alineados en la dirección de los vientos
dominantes. También son características las rocas con forma de seta, producto
de la erosión diferencial eólica que ataca más la base de la estructura que la
cim a.X as dunas son las formas del relieve más características producto de la
actividad del viento en los dominios árido y semiárido. Las dunas crecen a
sotavento de un pequeño obstáculo alrededor del cual se acumula Ja arena.
Diferentes tipos de dunas son:
La duna lateral es la que flanquea a una duna más grande en un desierto.
La duna de estela es una duna aislada que se forma a sotavento de una duna
lateral.
La duna transversal es aquella que se dispone de manera perpendicular a la
dirección del viento y tiene un perfil disimétrico. La vertiente suave se
encuentra a barlovento, y forma la cola de la duna. La vertiente con más
pendiente se encuentra a sotavento, y forma el frente de duna. Entre el frente
de una duna y la cola de la siguiente puede aparece el sustrato subyacente.
La duna en estrella es aquella que se forma en la intersección de varias dunas.
Tiene forma piramidal, grandes dimensiones y es relativamente estable.
Las dunas que se acumulan sobre regs o ñamadas con forma de media luna
(también llamadas barján) están dispuestas transversalmente a la dirección del
viento. Sólo se pueden form ar en un desierto en el que el viento sople casi
3 0 2

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
constantemente en la misma dirección. Su altura máxima es de 30 metros por
la pendiente más suave. Los remolinos del viento son responsables de la forma
cóncava del frente de duna,. Las alas se forman porque la velocidad del viento
es mayor en los laterales que en el centro de la duna, ya que son más o menos
móviles. Los conjuntos de barjanas pueden asociarse de diversas maneras. Si
se tocan los cuernos forman cordones transversales. Si se estiran en el sentido
de un viento secundario forman cordones longitudinales llamadas seif. La duna
de tipo seif o longitudinal, es un conjunto de dunas cuyas crestas se extienden
paralelamente a la dirección del viento, incluso decenas de kilómetros, y con
los bordes muy acusados. Pero el conjunto de dunas más complejo es el de un
mar de arena o erg, que pueden ocupar decenas de miles de kilómetros
cuadrados.
La génesis de los ergs es muy compleja, debido a su extensión. La mayoría de
los autores opinan que el viento sólo forma dunas sobre arenas autóctonas y
que los vientos actuales sólo dan un ligero retoque a estructuras estables.
Meknés-Tafilalet (Marruecos). Foto cedida por Carlos Siero
DOMINIO MORFOCLIMÁTICO SEMIÁRIDO
El dominio morfoclimático semiárido se corresponde con aquellos climas que
tienen temperaturas medias o altas y precipitaciones escasas y concentradas
en una determinada época, lo que deja gran parte del año con un claro déficit
hídrico. Los más típicos son el clima subtropical seco y el clima seco de las
latitudes medias. La característica más reseñable es esa alternancia de sequía
absoluta y episodios pluviométricos muy violentos que desplazan grandes
cantidades de derrubios. El dominio semiárido afecta al 12,5 % de las tierras
emergidas.
303

DOCUMENTOS DE TRABAJO
El sistema morfogenético es de gran potencia erosiva, y se caracteriza por
procesos de meteorización mecánica no ligados a la congelación del agua. La
termoclastia parece ser la responsable de la exfoliación de láminas gruesas
aprovechando las diaclasas de las rocas. La hidroclastia es muy eficaz en los
períodos de lluvia, ya que la humectación y la desecación es notablemente
rápida. En las zonas costeras y en los bordes de las grandes depresiones
cerradas se intensifica la eficacia de la haloclastia.
Menos importancia tiene la meteorización química, debido a la escasez de
agua ambiental, aunque está presente la oxidación, sobre todo en rocas
ferromagnesianas y silíceas. En las zonas recubiertas por costras calizas,
salinas o yesosas se dan fenómenos de migración coloidal y hasta hidratación.
Este fenómeno es el responsable de los suelos arídicos.
La arroyada, tanto difusa como concentrada, tiene un papel de primer orden,
debido a la violencia de las precipitaciones. En realidad las aguas corrientes
tienen un papel morfogenético de primer orden, y es que la escasez de la
vegetación favorece su acción modeladora. El arreísmo es una excepción. La
arroyada difusa está presente en las vertientes, donde la estructura de las
gravas y la vegetación esteparia obligan a que las aguas formen canales
anastomosados.
La arroyada es fundamental, también, para poner en marcha los mecanismos
de deslizamientos por gravedad y la reptación. Los movimientos en masa están
prácticamente ausentes, o son muy localizados. La solifluxión sólo puede
aparecer sobre mantos arcillosos con fuertes pendientes durante episodios
excepcionales de lluvias.
La arroyada en los dominios áridos y semiáridos tiene características propias.
En principio sólo transportan limos, arenas y gravas, pero en las grandes
crecidas desplazan fragmentos de tamaño variado, grandes masas de
aluviones mal estructurados. La acción eólica, aunque netamente presente,
tiene una importancia secundaria. No se trata de vientos vinculados a la
circulación zonal (alisios) sino a vientos locales provocados por las diferencias
de temperatura en las laderas. Muchos vientos son capaces de formar
tormentas de arena y polvo.
El avance de este dominio morfoclimático hacia dominios templados y
tropicales está, presumiblemente, fomentado por la acción humana.
304

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Región de Tabernas, Almería
DOMINIO MORFOCUMÁTICO TEM PLADO HÚMEDO
El dominio templado húmedo comprende las áreas caracterizadas por un
régimen térmico moderado y un régimen pluviométrico moderado y regular.
Esto favorece la existencia de una cubierta vegetal, incluso forestal.
Los dominios templados tienen un sistema morfogenético muy variado, de tal
manera que no se impone un determinado proceso claramente, sino que
dependen de las condiciones locales de vegetación, clima y topografía.
Además, este es el medio más antropizado.
En la meteorización, los fenómenos térmicos e hídricos atacan eficazmente los
afloramientos rocosos. En las regiones con inviernos fríos actúa eficazmente la
crioclastia. Las calizas se ven sometidas a los efectos de la disolución bajo los
ocasionales mantos de nieve. No obstante, el tipo de meteorización más
persistente es el que ejercen las aguas de infiltración procedentes de las lluvias
y que favorecen los fenómenos de alteración y podzolización. La hidrólisis es
menos eficaz que en la zona tropical húmeda, pero no es despreciable.
Los materiales de las vertientes son movilizados, frecuentemente, por
reptaciones y hundimientos provocados por los huecos debidos a la disolución
y la actividad de los animales excavadores. Sólo en las pendientes más
acusadas tienen importancia los movimientos en masa.
Los ríos están organizados en redes hidrográficas muy bien jerarquizadas. Son
los principales agentes de evacuación. Generalmente transportan sales en
305

DOCUMENTOS DE TRABAJO
disolución, pero durante las crecidas mueven grandes cantidades de
fragmentos de todos los tamaños. En estos momentos su poder de excavación
es notable. Estos materiales se acumulan en las llanuras de inundación y los
deltas.
Modelado del relieve
No existen formas de relieve específicas de los dominios templados que
conformen un modelado característico. Esto se debe a su escaso poder
morfogenético que se limita a retoques de las formas menores.
Lo mejor caracterizado son los modelados fluviales del lecho. Presentan un
canal, un lecho menor y otro mayor. Estos lechos suelen sufrir cambios de
trazado como consecuencia de las grandes crecidas. Los más espectaculares
son los cambios de trazado de los meandros de las llanuras y deltas de las
zonas bajas. No obstante, es preciso no olvidar que la mayoría de los ríos de
las zonas templadas están intervenidos por grandes obras públicas (pantanos y
canalizaciones).
En las riberas de los ríos surgen las llanuras aluviales, producto de la
deposición de limos transportados en las grandes avenidas que han
desbordado el lecho del río. Su presencia es particularmente llamativa en el
nivel de base de los ríos más caudalosos. Las llanuras aluviales se
caracterizan por su extraordinaria planitud, sólo alterada por terraplenes
naturales que marcan el límite de sucesivas terrazas, y por su poca altitud
sobre el nivel del mar.
En las regiones marginales, en contacto con otros dominios, la labor de la
morfogénesis está más definida. La ausencia de cubierta vegetal favorece su
incidencia. Las rocas blandas son las más afectadas. En las arcillas se
observan cárcavas, muy presentes en las grandes praderas del interior de las
grandes masas continentales, aunque también las encontramos en el clima
mediterráneo.
3 0 6

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Existen fenómenos de solifluxión. En el clima mediterráneo estos fenómenos
bruscos de movimientos en masa se producen por la penetración del agua de
las primeras lluvias en las grietas de desecación abiertas durante el verano, lo
que provoca el humedecimieto de las capas arcillosas en profundidad. Cuando
estas se hacen plásticas, los niveles externos se deslizan en placas enteras.
Debido a la irregularidad pluviométrica los ríos mediterráneos tienden a ser
anchos, y con varios canales de estiaje.
DOMINIO MORFOCLIMÁTICO CONTINENTAL SECO
El dominio morfoclimático continental seco no deja de ser un dominio marginal
del templado húmedo, pero está caracterizado por su transición a un dominio
morfoclimático periglacial. El clima es más severo y se corresponde con el
clima continental húmedo y el clima seco de las latitudes medias. La vegetación
típica es la estepa, que ofrece una protección menor ante los agentes erosivos,
y por eso mismo se considera un sistema morfogenético con características
propias. Lo encontramos en las grandes praderas de Eurasia, EE.UU y la
Pampa Argentina.
Se distinguen dos tipos de meteorización que se suceden en el tiempo, al ritmo
de las estaciones. Durante el invierno el hielo penetra con cierta competencia
en el suelo, al estilo del permafrost, aunque no está permanentemente helado;
al finalizar la estación se activan los procesos de arroyada por fusión. Durante
el verano predominan los procesos de alteración y disolución debido a la gran
cantidad de agua presente en el suelo.
El desplazamiento de los materiales se produce tanto por acciones elementales
gravitatorias como por movimientos en masa, como los fenómenos de
solifluxión. Hay lugares en los que la erosión eólica tiene cierta incidencia,
sobre todo en las grandes praderas del interior de los continentes. Aparecen,
así, pequeños campos de dunas, al abrigo de la escasa vegetación. El régimen
fluvial se ve afectado por profundos «estiajes» (la época de menor caudal es el
invierno).
Modelado del relieve
En esta región aparecen glacis, cárcavas, dunas, taludes y conos de derrubios,
alternando formas propias del dominio periglacial y el semiárido.
307

DOCUMENTOS DE TRABAJO
DOMINIO MORFOCLIMÁTICO DE LA SELVA TROPICAL
El dominio morfoclimático de la selva tropical se circunscribe al ámbito de los
climas tropical seco y húmedo, clima ecuatorial lluvioso, y las zonas más
húmedas del clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral. Se
caracteriza por la persistencia constante del calor y de la humedad que
refuerza los procesos de meteorización química y biológica. Esto favorece la
existencia de relieves suaves con vertientes recubiertas de alientas bajo el
manto forestal. La meteorización química combina los efectos de la disolución,
la hidratación y la hidrólisis de los silicatos, que continúan actuando aún en la
estación seca. El agua acumulada en el suelo permite asegurar su continuidad
hasta las siguientes lluvias.
Esta degradación continua de la roca, con muy poca actividad de los agentes
de transporte, crea la laterización de los suelos y produce los suelos ferralíticos
característicos de las selvas densas.
El ataque a estas costras duras es muy lento, en forma de desagregaciones
granulares, descamaciones y exfoliaciones a lo largo de las diaclasas curvas.
Los bloques desprendidos sufren una rápida alteración.
Los procesos de transporte se alimentan de los fragmentos desprendidos de
las lateritas. Predomina la reptación, activada por las continuas gotas de agua y
los animales excavadores, así como la arroyada elemental.
Sin embargo, cuando la cubierta forestal desaparece se producen
espectaculares fenómenos de movimientos en masa. Éstos se pueden activar
por la roturación del bosque, o la zapa de los ríos en las vertientes más
pronunciadas. Se pueden observar tanto fenómenos de deslizamiento, en los
frentes de alteración, como procesos de solifluxión.
3 0 8

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Las aguas de los ríos aseguran la evacuación de los productos procedentes de
las vertientes. A pesar de la importancia de las infiltraciones y la
evapotranspiración, la abundancia de las precipitaciones y su regularidad
asegura la existencia de ríos caudalosos.
Modelado del relieve
El sistema morfogenético da lugar a tres tipos de relieve diferenciados: los
modelados en las alteritas, los afloramientos rocosos y el modelado de las
calizas.
• Los modelados sobre alteritas
Más propiamente mantos de alteración, no son otra cosa que rocas que han
sufrido procesos de alteración química. Afectan a amplias llanuras forestales
suavemente onduladas y cortadas únicamente en los lugares en los que las
aguas corrientes han logrado hacer una incisión. Éste es el paisaje de los
escudos de las latitudes bajas. Las colinas tienen forma circular, se elevan
unas decenas de metros y presentan un radio de varios kilómetros. Su nota
más característica es que su base presenta una pronunciada pendiente, a
menudo la mayor de la colina (unos 25°), con lo que se observa una notable
discontinuidad en el contacto con los anchos pasillos, que son recorridos por
las aguas corrientes. Estas colinas llevan asociadas la formación de un
criptorrelieve ya que en el núcleo de las mismas existe roca fresca,
generalmente granito, a la que aún no ha llegado el proceso de alteración. Una
de las características más sorprendentes es la relativa escasez de los cursos
permanentes, y sobre todo de su comportamiento errático. Esto es producto de
su escaso poder de incisión y la notable planitud de los pasillos que recorren.
Incluso en ríos caudalosos, como el Congo o el río Mekong , su perfil
longitudinal es notablemente irregular. Esta irregularidad se expresa en la
existencia de tramos tranquilos y grandes cataratas o rápidos en casi cualquier
parte de su recorrido. Las aguas tranquilas se encuentran sobre las cuencas
arcillosas o arenosas y las cataratas y rápidos sobre los escasos afloramientos
rocosos (más o menos desgastados). Esta incapacidad de las aguas para
regularizar el perfil de los ríos se debe a dos factores: la escasez de carga
sólida competente y la dureza de las pocas rocas que afloran.
El perfil transversal también tiene sus peculiaridades. El lecho menor apenas
está encajado, por lo que normalmente tiene una estructura anastomosada y
vacilante. El lecho m ayor comprende amplísimas zonas forestales que forman
áreas pantanosas y lagos de desbordamiento cubiertos por arcillas de
decantación.
• Los afloramientos rocosos
El modelado sobre afloramientos rocosos ocupa muy poca superficie, pero sus
resaltes llaman mucho la atención en un país notablemente llano. Aparecen de
manera dispersa en la selva. Se trata de espigones romos con forma de cúpula
o domo, vertientes curvilíneas y muy abruptas. Se les da el nombre de pan de
azúcar, en recuerdo del que existe en la bahía de Río de Janeiro. Se trata de
3 0 9

DOCUMENTOS DE TRABAJO
formas de erosión diferencial debidas a intrusiones graníticas exhumadas.
Desde el punto de vista morfoestructural no dejan de ser montes isla. Las
paredes verticales de los panes de azúcar, inmersos en una atmósfera
húmeda, muestran las huellas de la desagregación granular y la descamación.
Se pueden apreciar las cicatrices de la exfoliación guiada por las diaclasas
curvas propias de las rocas plutónicas. La base sufre una intensa
descomposición química debido a que ahí la presencia de agua y vegetación
es permanente. En las cumbres aparecen cubetas excavadas por un intenso
proceso de alteración debido a que ahí se estanca el agua, y también hay
vegetación. También son de destacar las sierras cuarcíticas, cuyo origen se
encuentra en los antiguos plegamientos precámbricos. Se trata de elevaciones
vigorosas muy poco desgastadas de notable longitud. Presentan grandiosos
escarpes con rupturas de pendiente muy marcadas.
• El modelado de las calizas
El modelado de las calizas en el domino de la selva tropical tiene algunas
peculiaridades que hacen de él un tipo peculiar de relieve cárstico. Afectan a
regiones pequeñas situadas, generalmente, en los bordes de los grandes
escudos, o fuera de ellos. Por supuesto encontramos otras formas propias del
relieve cárstico como las dolinas y las uvalas que tienen cierta extensión y
están recubiertas por arcillas de descalcificación.
Los lapiaces puntiagudos ponen de manifiesto la eficacia de la disolución
superficial. Sin embargo, la velocidad de la carstificación es un asunto en
debate, ya que las altas temperaturas reducen la cantidad de anhídrido
carbónico en el agua, aunque la abundancia de lluvias podría paliar este
problema.
DOMINIO MORFOCLIMÁTICO DE LA SABANA
El dominio morfoclimático de la sabana se encuentra entre el bosque ecuatorial
y las regiones desérticas. Pertenece, básicamente, al clima tropical seco y
húmedo. Se caracteriza por la abundancia de vegetación herbácea y la
escasez de árboles. Lo más destacado es que la época seca dura más de tres
meses y se traduce en el aumento de la importancia de la meteorización
3 1 0

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
mecánica, sin embargo la meteorización química y la biológica son las que
dominan los procesos morfogenéticos. Todo esto tiene como consecuencia una
menor presencia de relieves fosilizados y una mayor frecuencia de las huellas
de la arroyada . Al aumentar la extensión de los relieves rocosos aparecen una
mayor cantidad de afloramientos enmarcados en depósitos clásticos que los
rodean, formando auténticos glacis.
La estación seca da lugar a la formación de corazas, típicas en este medio. Las
corazas están formadas por horizontes de suelo extremadamente alterados,
formados esencialmente por óxidos de hierro y de aluminio hidratados, arcillas
1/1 y minerales muy poco meteorizables. Durante la estación seca la ETP
provoca su precipitación en los niveles externos de las alteritas. Este
fenómeno crea suelos ferruginosos con perfiles bien diferenciados.
La rapidez y la importancia de las acumulaciones depende de las condiciones
bioclimáticas, topográficas y litológicas. El que estas costras afloren implica su
endurecimiento por desecación y deshidratación durante la estación seca.
Según su importancia forman corazas, muy duras, o caparazones, más frágiles
de color pardo rojizo. En todo caso, tanto unas como otros, son capaces de
frenar la acción de los procesos morfogenéticos. Su aparición en superficie
implica la desaparición, previa, del horizonte A edáfico. Una vez consolidados
pueden, incluso, servir de roca madre para la formación de otro suelo.
En estas condiciones las acciones mecánicas tienen una mayor relevancia,
aunque las formaciones de gramíneas altas y densas ofrecen una protección
ante los agentes erosivos muy notable. Las primeras lluvias del invierno atacan
a una superficie seca y descubierta muy vulnerable. La arroyada, entonces, se
convierte en la protagonista del sistema morfogenético. La corta duración de
las precipitaciones y las condiciones de la arroyada, dificultada por la
vegetación herbácea, imponen un tipo de circulación anastomosada y en
láminas, típica de la arroyada difusa.
En las vertientes más pronunciadas el protagonismo es de la arroyada
concentrada. En este dominio es particularmente agresiva. Las aguas
aprovechan las grietas abiertas por la desecación y crean circulaciones
internas capaces de desprender grandes bloques de alteritas. La humectación
de las arcillas da lugar a fenómenos de movimientos en masa. La pérdida de
materia bajo las corazas provoca hundimientos y deslizamientos. También
encontramos fenómenos de reptación, asociados a la actividad de los animales
excavadores.
Los ríos aseguran la evacuación de los fragmentos aportados por la
meteorización. Su caudal es menor que en el dominio de la selva tropical, y
presentan un fuerte estiaje. Las crecidas son moderadas y se producen con un
retraso considerable respecto al máximo pluviométrico, lo que indica que es
necesaria una gran cantidad de agua para recargar los acuíferos. La carga
sólida se compone mayoritariamente de arcillas y limos en suspensión, aunque
aumenta la presencia de elementos más gruesos, arenas, gravas y cantos,
proporcionados por la meteorización mecánica.
311

DOCUMENTOS DE TRABAJO
El viento adquiere un papel notable, aunque sólo en las áreas marginales en
contacto con el desierto. Su mayor incidencia se produce a final de la estación
seca, cuando la cubierta vegetal está más dañada y la deflación eólica puede
ser más eficaz.
Este es un dominio muy humanizado, y la acción antrópica, contribuye a
potenciar los procesos de erosión.
Cuando las formaciones no están protegidas por una coraza, la eficacia de la
meteorización mecánica es más intensa.
3 1 2

H a D O C U M E N T O S DE TRABAJO
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TEM A XIV. G RANDES Z O N A S CLIM ÁTICAS DEL M U N D O .
C LA S IF IC A C IÓ N C LIM Á T IC A DE AUSTIN MILLER
Los rasgos fundamentales de la circulación general zonal de la atmósfera son:
Ausencia general de vientos en las proximidades del ecuador.
Hacia los 30° de latitud, vientos de componente este, anticiclónicos (vientos
ALISIOS).
Entre los 30 a los 40° de latitud, vientos del oeste, unas veces anticiclónicos, y
otros borrascosos.
Entre los 40 a los 60°, vientos generalmente del oeste (algunas veces del este),
y siempre de carácter borrascoso.
Entre los 60 y 75° , vientos del E, borde superior de las borrascas dinámicas.
Latitudes superiores, calmas polares.
Este esquema zonal se ve modificado por:
El diferente % entre tierras emergidas y océanos, produciendo borrascas y
anticiclones térmicos.
Geografía y posición de las tierras y mares.
Corrientes en chorro, borrascas y anticiclones dinámicos.
Acoplamiento de las corrientes en chorro a su nueva posición a principios y a
finales de verano.
Clasificación climática de Austin Miller y reparto de zonas climáticas.
20
1o
315

DOCUMENTOS DE TRAB/VJO
Austin Miller toma como valores limitativos los siguientes:
La isoterma de 10°C para el. mes más cálido como límite térmico para la
formación de bosque.
Isoyeta de 250 mm anuales, como el límite entre desierto, y otro tipo de
vegetación.
Isoterma de 6°C para el mes más frío, como límite entre el bosque perennifolio
y el caducifolio.
Isolinea con seis meses de temperatura media inferior a 6°C, como
imposibilidad de avance a frondosas caducifolias.
Formación boscosa:
Bosque de frondosas perennifolias. Actividad biótica constante. Régimen
hídrico aceptable todo el año. Temperatura superior a 6°C para asegurar la
constancia del periodo vegetativo.
Bosque caducifolio de frondosas: Reposo vegetativo, pérdida de follaje. Algún
mes no alcanza los 6°C.
Bosque de coniferas: Más de 6 meses la temperatura desciende por debajo de
los 6°C.
Dinámica atmosférica:
Desde el ecuador hasta los 7o de latitud no hay una componente general de
circulación atmosférica.
Entre los 7 y los 30° de latitud hay vientos anticiclónicos de componente E.
Entre los 30 y los 40° de latitud existe una zona de transición. Verano vientos
anticiclónicos del Levante y el resto del año componentes del Oeste.
De 40 a 65° de latitud componente general del Oeste, borrascas
extratropicales.
A partir de 65° Vientos orientales.
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
A: Climas Cálidos: Temperatura media anual igual o superior a 21 °C.
A1 Clima Ecuatorial. Lluvias abundantes todo el año, de origen convectivo, con
dos máximos postequinociales de precipitación.
A2 Clima tropical marítimo: Localizado en la parte oriental de los continentes,
dentro de latitudes tropicales. Los vientos alisios ocasionan lluvias durante todo
el año.
A3 Clima tropical continental. Los vientos alisios, de componente E, descargan
humedad en comarcas con clima A2, con pocas lluvias en el centro y parte
occidental de los continentes, salvo en verano que el recalentamiento de las
316

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
tierras crea inestabilidad y máximo de lluvias de origen convectivo. Cuando la
precipitación anual supera los 250 mm, es clima A3, si no, corresponde al
desierto.
B: Climas templados Cálidos:. Sin estación fría, todos los meses la temperatura
media ¡guala o supera los 6°C.
B1 Clima mediterráneo. Comarcas occidentales de los continentes, entre 30 y
40° de latitud. Los vientos de primavera, otoño e invierno son de componente
Oeste, que pueden producir lluvias más o menos abundantes. En verano, el
viento anticiclónico de levante define sequía típica.
B2 Clima Subtropical. Localizado en las fachadas orientales de los continentes
en latitudes entre 30 y 40 °. Los vientos de componentes Oeste, borrascosos,
proporcionan cierta precipitación en otoño, invierno y primavera. La lluvia es
anual, aunque con máximo estival.
C: Climas Templados-fríos: De uno a cinco meses con temperatura media
inferior a 6°C.
C1 Clima marítimo. Localizado en la parte occidental de los continentes, en
latitudes entre los 40 y 55°. Vientos de componente oeste que acompañan a las
depresiones extratropicales y causan lluvias todo el año.
C2 Clima continental. En la zona oriental y central de los continentes, en
latitudes entre los 40 y los 55°. Las borrascas que desembocaron en las
comarcas occidentales, aquí son más escasa, ya que los anticiclones térmicos
suelen ocupar el centro frío de los continentes. Las precipitaciones son
estivales (desaparece el anticiclón frío). Puede haber enclaves desérticos con
precipitaciones inferiores a los 250mm.
D: Climas Fríos: Más de 6 meses con temperatura media inferior a los 6°C.
D1 Clima Marítimo. Situadas al norte de las C1. Las precipitaciones son
análogas a las del C1.
D2 Clima Continental. Situadas al norte de C2 y con precipitaciones análogas a
C2.
E Climas Polares: La temperatura media del mes más cálido no alcanza los
10°C y a latitudes superiores a 65°.
F Climas Desérticos: Precipitación anual inferior a 250mm.
F1 Desiertos cálidos, todos los meses temperatura media igual o superior a 6°C
F2 Desiertos fríos. Algún mes la temperatura media es inferior a 6°C.
G climas de Montaña: Enclaves altitudinales en cualquier zona geográfica. El
régimen de precipitaciones conforme a su situación geográfica está matizado
por las lluvias orográficas en las laderas situadas a barlovento. El régimen
térmico, es inferior al que les correspondería por su posición latitudinal.
317

DOCUM ENTOS DE TRABAJO

TEM A XV. EL C LIM A DE ESPAÑA
15.1 Introducción
La Red de estaciones del Instituto Nacional de Meteorología mantiene tres
tipos fundamentales de observación:
Pluviométricos, sólo efectúan registros de precipitación; termopluviométricos,
efectúan medidas diarias de temperatura y precipitación y completos, además
de las medidas termopluviométricas evalúan otros elementos climáticos:
insolación, humedad del aire, viento en superficie y presión.
El primer observatorio español comenzó a funcionar en San Fernando (Cádiz)
en 1805, mientras que en Gibraltar comenzó en 1790. Para un área de la
extensión de la península Ibérica con características climáticas tan diversas y
contrastadas no queda suficientemente cubierto con observaciones de
antigüedad superior a 100 años.
Por ello, es difícil aún inferir conclusiones sobre la evolución secular de los
climas de la península ibérica y archipiélagos españoles. Un problema de cierta
entidad es el cambio de enclave que han experimentado muchos observatorios
españoles.
Factores astronómicos
La distinta duración del tiempo dé insolación a lo largo del año arroja un
máximo entre 4 y 7 kW-h/m2 para la península ibérica en junio-julio, hasta un
mínimo en diciembre entre 0,5 y 2,5 kW/m2 en la fachada septentrional y el
sureste de la península respectivamente. Debido a la abundante nubosidad en
la costa septentrional de la península y noroccidental que cuentan con menos
de 2000 horas de sol al año, el resto de la península rebasa las 2500 horas y
existen localidades con mas de 3000 (San Fernando 3233 horas). Estos
valores de la mitad meridional determinan un balance de radiación positivo
mientras que en las zonas septentrionales menos insoladas las pérdidas por
irradiación superan la energía solar recibida.
Factores geográficos
La península ibérica está situada en el borde meridional del cinturón de
circulación templada, en la banda de cizalladura de este cinturón con el
subtropical.
Los climas de España reflejan la influencia de los mares periféricos que ejercen
de termorreguladores. Las temperaturas relativamente altas de las aguas
costeras suponen un enriquecimiento de energía térmica y vapor de agua para
las masas de aire que alcanzan la península a través de estos mares. En
invierno la temperatura media del agua en superficie aumenta de 12 a 14°C de
norte a sur tanto en la fachada occidental como en la oriental. Estos valores
son relativamente altos para el Atlántico dejando ver la influencia de la rama
321

DOCUMENTOS DE TRABAJO
meridional de la corriente del golfo de México. En verano los valores más
elevados, del orden de 25°C, se encuentran en el Mediterráneo, mientras que
en el Cantábrico se alcanzan los 21 °C. La influencia suavizadora de estos
mares se debilita conforme aumenta el alejamiento del litoral y se acentúa el
aislamiento respecto al mar. En todo caso se ha de tener presente que las
franja de tierra sometida normalmente a la influencia del Atlántico es más
amplia que la que queda bajo la acción del Mediterráneo. La circulación
atmosférica regional es del oeste, por lo que las tierras occidentales reciben el
soplo directo del Atlántico durante buena parte de año, mientras que en la
vertiente mediterránea el efecto de la proximidad del mar sólo se manifiesta en
una estrecha faja de tierra directamente en contacto.
La posición de España entre Europa central y África, entre mecanismos
característicamente templados y subtropicales introduce una clara oposición
entre los dos dominios climáticos. El ritmo estacional con dos estaciones
claramente singularizadas, invierno y verano, tiene intercalado dos estaciones
de transición, la primavera y el otoño, más o menos largas. En las tierras de las
costas las estaciones extremas son cortas y poco rigurosas y las de transición
alargadas, mientras que en las zonas continentales los períodos equinocciales
son más cortos y los solsticiales más largos y rigurosos.
El carácter macizo que presenta la península, que sin ser suficientemente
extensa como para generar masas de aire específicas, modifica las masas de
aire procedentes de cualquier dirección reduciendo su humedad y extremando
los caracteres térmicos. En verano, estando al abrigo del anticiclón de las
Azores se pueden crear áreas locales de baja presión, que aunque no son muy
profundas ni están desarrolladas en altura desempeñan un papel importante en
las características del tiempo estival. Durante el invierno sobre la meseta se
forman pequeñas células anticiclónicas térmicas. Estas capas de aire frío, muy
denso, se desplazan por gravedad hacia las tierras bajas de la periferia, valle
del Ebro donde junto con el aire helado que desciende de los Pirineos originan
situaciones de inversión térmica.
Altitud y organización del relieve
Las modificaciones que determina el relieve tienen una especial significación
en la península ibérica por su elevada altitud media y la complicada
organización del relieve que posee.
La disposición de las unidades orográficas contribuye a la singularización
climática. Los grandes sistemas (Cordillera Cantábrica, Pirineos, Sistema
Central, Montes de Toledo, sierra Morena, sistema Penibético) están
orientados en sentido zonal, a lo largo de los paralelos. Otros sistemas
montañosos (Ibérico, Subbético) tienen una disposición submeridiana. El
relieve dificulta el avance de los flujos meridianos y se abre a los vientos
zonales sobre todo del oeste. La disposición de las grandes cordilleras
periféricas a la meseta acentúa el carácter continental de buena parte del
territorio llegando a neutralizar el efecto suavizador de los mares periféricos
sobre las vastas llanuras interiores.
3 2 2

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
El eje montañoso septentrional (C. Cantábrica y Pirineos) constituye un
obstáculo importante al avance y en ocasiones impide la llegada de las masas
de aire polar o ártico poco desarrollados en altura, al interior de la meseta,
actuando como presa de contención. Este mismo papel cumplen hacia el sur
otros sistemas con la misma orientación (Sistema Central, Montes de Toledo,
Sierra Morena), con lo que se explica que las invasiones de aire frío sean
menos frecuentes e intensas conforme se avanza al sur.
Las cordilleras de orientación submeridianas (sistema Ibérico, Subbético y
Catalán), separan la región mediterránea del interior al que afecta en mucho
menor medida las características del Mediterráneo. Las corrientes que siguen
una trayectoria mediterránea, excepto en contadas ocasiones, encuentran
generalmente su frontera occidental en las cordilleras que se aproximan al
litoral.
Caracteres del Substrato
Dos procesos, el de deforestación y el de urbanización, son responsables de
las más profundas modificaciones que ha experimentado el marco natural
español. La cubierta vegetal influye sobre el clima del área propia no sólo por
su particular comportamiento con relación a los procesos radiativos, sino por el
hecho de que aumentan la humedad por medio de la evapotranspiración. Esta
riqueza higrométrica favorece los procesos de condensación (brumas, nieblas,
nubes) e incluso los de precipitación. Las áreas forestales se caracterizan por
temperaturas más bajas y menos contrastadas y un ambiente más húmedo. En
las importantes zonas sin bosques los contrastes térmicos son siempre más
importantes originando medios menos ricos en agua y peor protegidos.
Circulación General Atmosférica
España se encuentra en la banda meridional de la zona templada entrando en
conflicto con la zona subtropical. Durante gran parte del año todo el territorio
parece dirigido por las masas de aire polar y sistemas derivados del frente
polar. A media que se aproxima el verano se aprecia una disminución de esta
influencia y un afianzamiento de las masas de origen tropical. Se puede
esquematizar la situación indicando la presencia de dos grandes sistemas
diferenciados. El característico de la estación fría bajo la dependencia de los
mecanismos de la zona templada y un segundo sistema, propio de la estación
cálida gobernados por la climatología subtropical. En los períodos de transición
se alternan ambos sistemas de circulación con predominio de uno u otro según
la época del año y la situación del territorio.
El predominio de los vientos del oeste no sólo se ve interrumpido durante el
invierno y las estaciones equinocciales por esporádicos desplazamientos hacia
el norte de elementos de origen subtropical como el anticiclón de las Azores,
entradas de corrientes perturbadas de origen atlántico- depresiones atlánticas
en relación con una circulación zonal de alto índice, dirigidas por una corriente
en chorro rectilínea, alterna con situaciones de bloqueo de los vientos del
Oeste asociado a la expansión hacia el suroeste del anticiclón frío europeo.
Esta prolongación del anticiclón continental (o una dorsal del mismo) puede
323

DOCUMENTOS DE TRABAJO
entrar en contacto a través de la península ibérica con el anticiclón subtropical
de las Azores, interrumpiéndose completamente la entrada de aire atlántico.
La intensidad y frecuencia de las corrientes perturbadas- depresiones de origen
atlántico- depende de la posición de la rama meridional de la corriente en
chorro; durante el otoño, esta rama aparece entre los 40 0 y 55° de latitud N y
por tanto las depresiones relacionadas con ella pueden afectar a la península;
en invierno, esta rama de la corriente en chorro aparece más al sur, entre 25°
y 45° N, y las precipitaciones, excepto en el sur, tienden a disminuir en
comparación con los meses de otoño. En primavera, al desplazarse la corriente
en chorro hacia el norte, se inicia otro período en el cuál las corrientes
perturbadas afectan de nuevo a la península, y en la mayoría de las regiones
se inicia un segundo máximo de precipitaciones. Cuando no existe una
situación de bloqueo, como las expuestas anteriormente, es posible que
diversas células depresionarias atraviesen la península, en dirección al centro
de Europa o el Mediterráneo. Sin embargo en estas latitudes la circulación en
altura no tiene el carácter zonal que caracteriza las partes centrales del dominio
templado. Así, en los mares periféricos, golfo de Vizcaya, golfo de Cádiz y
cuenca del Mediterráneo occidental, se producen diversos procesos
ciclogenéticos que son origen de nuevas depresiones o de la reactivación de
células próximas a la oclusión. Estas situaciones son particularmente
frecuentes en las estaciones equinocciales, sobre todo en otoño, cuando el
gradiente térmico entre tierras y mares alcanza los valores más elevados.
Con la proximidad del verano y el caldeamiento gradual del continente
euroasiático, el cinturón de altas presiones subtropicales y el sistema de
vientos del Oeste se desplazan hacia el norte. El anticiclón de las Azores se
extiende con frecuencia hacia Europa occidental, bloqueando el
desplazamiento hacia el sur de las depresiones noratlánticas, las cuales siguen
trayectorias más al norte. En superficie la continuidad de las altas presiones se
ve interrumpida por la formación de células depresionarias de origen térmico,
en altura el cinturón de altas presiones alcanza una importante continuidad y
persistencia. La situación más característica del verano corresponde a la
presencia de un pantano barométrico entre el anticiclón de las Azores situado
al oeste de la península y el Talweg del norte de África y Próximo Oriente.
Estas condiciones pueden ser interrumpidas por la llegada en superficie de
masas de aire atlántico y por tanto húmedo o por la invasión en altura de aire
frío que desencadenan situaciones muy inestables. Estas últimas son raras en
pleno verano pero no son tan extrañas en otoño.
Corriente en Chorro
La corriente en chorro constituye el eje-director de la circulación atmosférica de
la zona templada. La península ibérica situada en la parte meridional de este
dominio sólo es afectada directamente en determinadas ocasiones.
En invierno es cuando la corriente en chorro sigue una trayectoria más al sur.
En esta época la corriente suele ser rápida (más de 150 km/h) dirigiendo un
flujo zonal que se manifiesta en superficie por el desplazamiento sucesivo de
324

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
ondas ciclónicas. Estas ondas ciclónicas afectan a la mitad septentrional de la
península, aunque no es raro que sigan la trayectoria del golfo de Cádiz en
cuyo caso toda la península puede ser barrida por la borrasca.
Las situaciones de bloqueo o de ruptura de la corriente zonal dan origen a
cambios bruscos en el tiempo debido al desarrollo de corrientes meridianas. El
chorro describe configuraciones en rombo y en omega, que dirigen células
anticiclónicas al norte y ciclónicas al sur; estas últimas originan las situaciones
de lluvias generalizadas más intensas que se conocen en la Península. Estos
modelos de circulación pueden evolucionar hacia situaciones de depresión fría
en altura (gotas frías) que pueden tener unas velocidades de desplazamiento
del orden de 200 km/h, por lo que en ocasiones aparecen por sorpresa. En
verano la corriente en chorro suele ser de menor intensidad (menos de 70
km/h) dirigiendo una circulación que describe grandes sinuosidades. Además
en esta época del año normalmente siguen trayectorias al norte del paralelo
50°, por ello desaparecen los vientos del Oeste dominando las situaciones
anticiclónicas de origen subtropical y las configuraciones de pantano
barométrico.
Coloquialmente, se entiende por gota fría cualquier situación meteorológica,
preferentemente en otoño y en la zona mediterránea, asociada a lluvias
intensas y a efectos desastrosos. Las lluvias torrenciales que la acompañan
aparecen, sobretodo, en septiembre y octubre, cuando el agua cálida del mar
se evapora y condensa. El término gota fría fue acuñado en 1886 por la
Escuela Alemana de Meteorología, pero lo que ocurre en nuestro país no es
exactamente este fenómeno, aunque se llame así desde las inundaciones de
Valencia de 1982, sino lo que los expertos llaman DANA (depresión aislada en
niveles altos). Este fenómeno no solo se caracteriza por la lluvia, que a veces
no hace ni acto de presencia, sino por el aislamiento, separación y movimiento
independiente respecto al chorro de aire frío que la originó. Muchas de éstas
DAÑAS tienen efectos devastadores en nuestro país, (está sacado del ABC
agosto 04).
Formación de una gota de aire frío.1) Circulación de la corriente en chorro polar, avanza con dirección Oeste a gran
altura.2) Ondulación muy profunda del chorro polar.3)Estrangulación del chorro polar, una bolsa de aire muy cálido
comienza a desprenderse de la corriente en chorro.4) Aislamiento de la gota dentro del aire cálido y reconstrucción del
chorro polar hacia el norte.
3 2 5

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Centros de Acción
Se denominan centros de acción a las estructuras en las que se apoya la
circulación de superficie de un determinado espacio sinóptico. Cada centro de
acción se forma sobre una determinada región, sobre la que, con frecuencia,
en altura la circulación forma dorsales y vaguadas dirigidas por la corriente en
chorro.
Entre los centros positivos o anticiclónicos destaca el máximo de las Azores
(aire tropical en el borde meridional y polar en el septentrional). En el curso de
la primavera la configuración se refuerza y se desplaza hacia el norte,
alcanzando en agosto la latitud más septentrional; en septiembre comienza a
debilitarse, retrocede en latitud y no es extraño que se desdoble en dos
núcleos, situación que se da con toda claridad en invierno ( un núcleo sobre las
Islas Madeira y otro al sur de las Azores). Este centro alimenta los sectores
cálidos de la mayor parte de las borrascas que afectan a la región, originando
los flujos tibios de otoño e invierno. También ejerce el papel de abrigo
aerológico cuando cubre la península o se sitúa frente a las costas
occidentales, impidiendo en este caso el desplazamiento hacia el sur de las
borrascas nordatlánticas generalmente ya muy debilitadas.
El máximo de las Azores aparece a veces prolongado hacia el norte por los
llamados anticiclones polares del Atlántico. Estos proceden de advecciones
frías o de un proceso de subsidencia dinámica de una dorsal en altura.
Aparecen en cualquier época del año, aunque preferentemente en invierno y
primavera. Estas configuraciones afectan directamente con mayor frecuencia a
la península ibérica que el máximo subtropical. El efecto más claro es asegurar
el carácter templado y variedad de los veranos; en lugar de conocer la acción
permanente del verdadero máximo subtropical, la península se ve sumida
durante muchos períodos a la influencia de estas células, que se desplazan
lentamente de oeste a este, determinando una suavización de las
temperaturas. La duración oscila entre uno o dos días, cuando se trata de una
dorsal ¡nterciclónica, hasta dos semanas o más, cuando se trata de anticiclones
de bloqueo que resultan de descargas sucesivas de aire frío, bajo circulación
de índice bajo, muy compartimentada.
Los anticiclones térmicos del continente europeo, a diferencia de los anteriores,
reducen su presencia en invierno. Resultan de la acumulación de aire frío en un
medio donde el balance radiativo es claramente negativo. En ocasiones
aparecen prolongados hacia el suroeste mediante una dorsal que cubre el
cuadrante nordoriental de la península; en estos casos puede llegar a formar
una situación puente, con núcleos de alta presión locales, con el anticiclón de
las Azores. Tanto en un caso como en el otro la península recibe advecciones
del nordeste, que hacen descender bruscamente las temperaturas y también
actúan de abrigo aerológico en relación con las borrascas nordatlánticas.
Entre los centros negativos o depresionarios destaca por su frecuencia y
persistencia el mínimo de Islandia. Es una depresión de origen dinámico,
aunque en invierno, que es cuando alcanza los valores más altos de presencia
326

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
y su mayor dinamismo, aparece reforzada por la anomalía térmica positiva que
supone la influencia de la corriente marina del Golfo de Méjico. Canaliza hacia
la Península las masas de aire frío marítimo- polar o ártico- dirigiendo también
por el borde meridional hacia estas regiones las corrientes perturbadas que
tienen su origen en el frente polar, que llegan como advecciones inestables del
noroeste.
Las depresiones térmicas continentales son características del verano.
Resultan del fuerte calentamiento que experimenta el substrato en un período
de claro balance positivo de radiación. Suelen aparecer dos centros de este
tipo, uno sobre Europa continental y otro sobre África septentrional; además no
son raros sobre la península uno o varios núcleos secundarios. De esta
manera, a veces, estos centros aparecen englobados en una única
configuración de pantano barométrico.
La depresión del golfo de Génova resulta del efecto dinámico generado por las
coladas frías que desde Europa continental alcanzan el Mediterráneo,
fuertemente canalizadas por los valles alpinos. Esta depresión aparece en
primavera e invierno, pero es particularmente activa en otoño, debido a la
elevada temperatura del agua superficial del mar y a la importante evaporación
que en él se origina. El centro depresionario al profundizarse asegura la
persistencia y fuerza de los flujos del NO (cierzo) canalizando corriente del NE
o actuando como vía para el desplazamiento de las corrientes perturbadas del
SE. Este centro de acción es el responsable de las precipitaciones muy
intensas que afectan al levante español y la causa principal del destacado
máximo pluviométrico de otoño en la vertiente mediterránea septentrional.
Masas de A ire
Las regiones fuente de las masas de aire que afectan a la península son los
dominios frío (polar y ártico) y cálido (tropical), a los que habría que añadir la
masa de aire ecuatorial (E), cuya presencia es excepcional, y la masa de aire
mediterránea (M), que debe considerarse desde el punto de vista aerológico
como una formación secundaria, aunque su influencia es importante para las
tierras de la fachada oriental.
Am Ártico marino
Se constituye en la banquisa polar, entre Groenlandia y el archipiélago de las
Spitzberg. Es un aire extremadamente frío y seco que, cuado alcanza la
península, lo hace con una trayectoria meridiana sobre el Atlántico; un
desplazamiento relativamente rápido que le permite conservar algunos
caracteres fundamentales de la región de origen, como la presencia de la
tropopausa a baja altura (6000-7000) y las bajas temperaturas de las capas
elevadas. Sin embargo durante el recorrido oceánico se recalienta por la base y
humedece, es decir, se inestabiliza. Esta masa de aire poco frecuente origina
tiempos fríos y fuertes tormentas con nubes de desarrollo vertical que originan
chubascos generalizados de precipitaciones sólidas.
3 2 7

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Ac Ártico Continental
Originario de las regiones septentrionales de Europa y a veces del noroeste de
Siberia, alcanza excepcionalmente la península ibérica. En su caso lo hace
como una corriente de N o del NE extremadamente frío y seco (febrero 1956
mínimas del siglo XX). La nubosidad tiene poca importancia aunque se puede
producir algún chubasco durante el proceso de irrupción al actuar como cuña.
Pm Polar Marítimo
Tiene su origen en el Atlántico al norte del paralelo 45° a expensas del Am. A
diferencia del Am, que siempre origina un tiempo semejante, frío con
chaparrones, el Pm da lugar a tiempos muy diversos. Ello resulta de la gran
extensión de este dominio siendo conveniente en diferenciar entre (Pmf) polar
marítimo frío y (Pmc) polar marítimo cálido, separadas por una discontinuidad
aproximadamente en torno al paralelo 50°.
El aire polar marítimo frío (Pmf) alcanza la península en forma de corrientes del
N o NO. Generalmente procede del Ártico pero durante la larga trayectoria
atlántica ha suavizado el rigor térmico y ha incrementado el contenido
higrométrico por ello aparece como una masa inestable que origina nubes de
desarrollo vertical y chubascos. Es una masa de aire característica del invierno,
alcanzando la frecuencia mensual más alta en enero.
La masa de aire polar marítima propiamente dicha (Pm) es la más importante
por su frecuencia entre las que caracterizan los climas peninsulares. La
máxima frecuencia, con valores semejantes entre un tercio y casi la mitad de
los días del mes, tiene lugar en primavera y otoño, con un ligero predominio en
esta estación. Los mínimos, en torno al 30% tienen lugar en los meses
solsticiales; el invierno y el verano.
La masa polar marítima cálida (Pmc) procedente del sector septentrional del
anticiclón de las Azores, constituye normalmente los sectores cálidos de las
borrascas atlánticas que siguen una trayectoria oeste-este o suroeste-nordeste.
Aparece en cualquier época del año, pero alcanza la máxima frecuencia a
finales de invierno y principios de primavera, cuando los anticiclones térmicos
empiezan a debilitarse y facilitan la penetración de las advecciones atlánticas;
el mínimo corresponde al verano. Se trata de una masa de aire relativamente
cálida por lo que su humedad relativa es ligeramente baja. Por ello las
formaciones nubosas no alcanzan un gran desarrollo y las precipitaciones
cuando se producen, no representan valores importantes.
Pe Polar Continental
Procede de la desnaturalización del Pm o del Am, después de un lento
recorrido o estancamiento sobre el continente. Alcanza la mayor frecuencia en
los meses invernales, sobre todo enero. La invasión de este aire frío y denso
provoca la ascendencia del preexistente, menos frío y más húmedo; por ello, la
llegada de esta masa puede quedar reflejada con la formación de sistemas
nubosos de desarrollo vertical y chubascos intensos aunque cortos.
3 2 8

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Tm Tropical marítimo
Cuando alcanza la península, generalmente como advección del SO, presenta
temperaturas elevadas y los valores de humedad más altos que se registran.
Estas condiciones no impiden que llegue como una masa estable lo que se
explica por la subsidencia anticiclónica que se mantiene durante todo el año.
Aunque puede aparecer en cualquier época, sobre todo en la mitad meridional,
la frecuencia más elevada se alcanza durante la mitad del año más cálida, si
bien nunca llega a representar el 10 % de los días de un mes. Bajo estas
situaciones existe un incremento de la nubosidad pero las precipitaciones sólo
alcanzan un volumen apreciable en el cuadrante sudoccidental de la península.
Te Tropical Continental
Tiene su región fuente en el Sahara, es muy poco frecuente debido al abrigo
aerológico que ejerce la cordillera del Atlas. Puede aparecer entre mayo y
agosto alcanzándose el máximo en julio siendo siempre su persistencia muy
baja. Como es una masa de aire muy cálida y extremadamente seca, si sigue
una trayectoria meridiana origina una rigurosa ola de calor, pero si se desplaza
lentamente sobre el Mediterráneo se carga de humedad adquiriendo caracteres
semejantes a la masa Tm. En general la nubosidad es escasa y la insolación
alta; sin embargo la visibilidad es escasa sobre todo en los extensos sectores
desforestados del interior por el desarrollo de calimas.
M masa de aire mediterráneo
Procede de un proceso profundo de desnaturalización a partir de cualquiera de
los tipos anteriores. Se origina en situación de estancamiento sobre el
Mediterráneo preferentemente en verano cuando las altas presiones
subtropicales aparecen desplazadas muy al norte de la península y el dominio
se encuentra bajo una configuración de pantano barométrico. Afecta
preferentemente a la mitad oriental de la península siendo excepcional en las
tierras occidentales. Junto al Mediterráneo, en julio y agosto puede aparecer
durante la mitad de los días y en septiembre llega a rebasar el tercio, siendo
poco frecuente durante el resto del año. Se caracteriza por una elevada
insolación y baja nubosidad. Las temperaturas se mantienen por encima de los
valores normales y las precipitaciones son escasas y raras.
15.2 Climas regionales en la península Ibérica
En la península Ibérica y los archipiélagos balear y canario existe una
multiplicidad de climas. El relieve abrupto y variado con cadenas montañosas
(Pirineos, Cordillera Cantábrica, Sistema Central, Sierra Nevada, etc) amplias
mesetas y estrechas franjas litorales, dan lugar a una compleja distribución de
la precipitación y temperaturas.
En verano, los anticiclones característicos de las zonas subtropicales, como el
de las Azores, se desplazan hacia el norte hasta rozar la cordillera Cantábrica y
los Pirineos. Por eso esta época del año se caracteriza por sequías veraniegas
prolongadas y frecuentes olas de calor provocadas por la llegada de masas de
329

DOCUMENTOS DE TRABAJO
aire cálidos desde el norte de África. Los frentes y borrascas característicos de
la zona templada sólo afectan a la franja cantábrica, en la que llueve con
frecuencia, aunque en menor.cantidad que en otras épocas. En el resto de la
península se suelen producir tormentas convectivas.
En invierno los frentes y las borrascas característicos de latitudes medias se
desplazan hacia el sur y llegan a afectar a toda la península. Lo característico
de esta época del año es que el paso de borrascas acompañadas de lluvias y
nieves se alterne con otros períodos secos y fríos cuando entra en la península
aire frío procedente de las zonas polares del Norte de Europa y Siberia.
Primavera y otoño son dos estaciones de transición en las que se dan
indistintamente situaciones típicas de invierno o verano. No son infrecuentes
las heladas tardías en abril o mayo, ni los días veraniegos en octubre o
noviembre.
Los climas de España son, dada su heterogeneidad, difíciles de clasificar, pero
hay amplio acuerdo en diferenciar los siguientes grupos principales.
Clima Oceánico o templado húmedo
Se da en el borde norte, desde Galicia hasta el Pirineo Occidental, que
permanece todo el año bajo la influencia de la circulación templada. La
pluviosidad es alta, distribuida a lo largo de todo el año. Las diferencias de
temperatura a lo largo del año son pequeñas, con veranos frescos e inviernos
templados. El paisaje y la vegetación son muy parecidos a los del resto de la
Europa Occidental.
Clima Mediterráneo
Se localiza en la franja costera del Mediterráneo. Este clima se caracteriza por
veranos secos y áridos e inviernos suaves con pocas lluvias. Las
precipitaciones tienen lugar, sobre todo, en primavera y otoño, existiendo Bajas
Desgajadas en Altura precursoras de “Gotas frías” que ocasionan lluvias
torrenciales muy localizadas. Se alternan años de sequía con años lluviosos.
Clima Mediterráneo interior o continental
Se extiende por el centro y este de las mesetas, por el valle del Ebro y por el
interior de Andalucía. Con inviernos fríos y veranos cálidos al no estar
afectadas por el efecto moderador del mar. En verano ocurren tormentas
convectivas.
Clima árido
Se sitúa en el sur de la franja mediterránea. Llueve muy poco, como resultado
de una mayor frecuencia de situaciones anticiclónicas que en el resto del
Mediterráneo y de su situación geográfica en el extremo oriental de las
cordilleras Béticas, que frenan la influencia que podría llegar del Atlántico
3 3 0

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Clima oceánico subtropical
En una estrecha franja . costera desde Granada hasta Huelva. Con
precipitaciones relativamente abundantes en invierno y temperaturas cálidas.
Climas subtropicales de Canarias
Con temperaturas muy suaves y uniformes a lo largo del año y con
precipitaciones similares a las del clima mediterráneo, aunque más escasas en
general. Lo más característico de este clima es la gran influencia de las
montañas. Las masas de aire procedentes del mar vienen cargadas de vapor
de agua que se condensa al chocar con las laderas de la montaña, y forman
mares de nubes que humedecen los lugares en los que se sitúan aunque no
llueva.
15.3 Variabilidad pluviométrica en la península. Las secuencias de días
secos en España
Exceptuando la franja más septentrional de la Pl y los principales macizos
montañosos y algunos otros enclaves, la cantidad total anual de lluvia en
España es modesta o francamente escasa. Un amplio porcentaje del territorio
recibe 500 mm y en algunos sectores, como el Sureste o las tierras a baja
altitud en Canarias, ni 300 mm. Más llamativo es que las cantidades de
precipitación se concentran mucho en el tiempo, lo que produce pocos días
lluviosos y, en consecuencia, largos períodos secos. De esta manera, aparecen
secuencias o rachas de días secos muy largas, es decir, constituidas por
muchos días secos consecutivos.
En España, en general, la precipitación muestra, a menudo, una alta
intensidad, es decir, una gran concentración en el tiempo, por lo que
transcurren luego muchas jornadas seguidas, incluso meses,,sin caer ni gota
de agua.
El porcentaje de días secos (1951-1990) es inferior al 65% sólo en una
estrecha franja septentrional, desde Galicia a Navarra, con el mínimo en San
Sebastián (48,5%). En el extremo opuesto, el sureste peninsular presenta más
de un 85% de días secos.
Las secuencias secas en media no sobrepasan los cuatro días en el litoral
cantábrico mientras que en la costa sur mediterránea rebasa los diez días, lo
que indica un claro aumento de Norte a Sur (3,1 días en San Sebastián y 12,1
días en Almería).
Si se considera el umbral de 10,0 mm, cantidad moderada que comienza a
suponer un agua estimable para el suelo, excepto en las Rías Bajas y el
Cantábrico Oriental, el porcentaje de días secos supera el 90% en todo el
territorio (Vigo 82,4%- Almería 98,2%). La duración media de las rachas de
días secos desde 10 días en las zonas mencionadas, hasta 60 días en Almería.
331

DOCUMENTOS DE TRABAJO
15.4 El cambio Climático en la Península Ibérica y archipiélago Balear
Las predicciones del IPPC 2001 para el año 2030 en la franja (35° a 50° N,
10°W a 45°E):
Calentamiento de cerca de 2°C en invierno y de 2°C a 3°C en verano. Existen
indicaciones de un posible incremento en la precipitación en invierno, pero
simultáneamente habrá una disminución de la precipitación en verano de un
5% a un 15%, y una disminución de la humedad del suelo en verano del 15% al
25%.
Los análisis de las simulaciones del efecto del incremento de la concentración
de los gases de efecto invernadero sobre la presión a nivel del mar, revelan un
incremento de la presión a nivel del mar en el Atlántico Norte subtropical, sur
de Europa y norte de África y una disminución de la presión en las zonas
polares y en el Pacífico Norte, en respuesta a la influencia humana en el clima
(Nature Gillet et al, 20 marzo 2003). Estos investigadores mantienen que los
gases invernadero de origen antrópico y los aerosoles conteniendo sulfatos
durante la segunda mitad del siglo XX han dado lugar a un efecto sobre el
clima independiente del cambio en la temperatura media del planeta.
Las tendencias en la circulación general atmosférica tendrán importantes
impactos en los climas regionales. Las tendencias de la Oscilación del Atlántico
Norte (NAO) han sido asociadas con el 50% del calentamiento invernal en
eurasia en los últimos 30 años, con el 60% del incremento de precipitación en
Escocia, y aproximadamente el 60% de la disminución de la precipitación en la
Península Ibérica en el mismo período (J.CIim,13, 1018-1036 (2000)). También
ha sido relacionado con grandes cambios en eventos extremos, por ejemplo
con el 70% de la disminución de eventos de frío extremo en Francia (Science,
293, 85-89 (2001)).
Los cambios en la circulación general en nuestras latitudes ya se pueden
apreciar en los registros climáticos, la disminución de la frecuencia anual de
días anticiclónicos en Escocia desde 1881-2001 y el incremento de la
frecuencia de días con vientos zonales del oeste (Buchanan et al J.
Atmospheric Environmet 36, (2002)) implica que durante esos 120 años
también en la península ibérica hemos tenido un incremento del viento zonal
del Oeste y una disminución de las borrascas Atlánticas que entran por el
suroeste de la península.
En resumen podemos concretar que, desde un punto de vista general, el clima
mediterráneo viene caracterizado por su localización en latitudes medias y en
el borde occidental de los continentes. En estas condiciones, la circulación
general de la atmósfera implica, a lo largo de otoño, invierno y primavera, una
componente general de vientos del oeste, unas veces de carácter anticiclónico,
en cuyo caso no provocan prácticamente lluvias por no existir choques de
masas de aire, y otras veces borrascosos con paso alternativo de frentes
cálidos y fríos y precipitaciones más o menos generales. Normalmente, cuanto
más al norte hay mayor frecuencia de vientos borrascosos y cuanto más al sur
mayor es el predominio de vientos anticiclónicos.
332

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Por el contrario, en verano los vientos tienen componente este y, además, son
anticiclónicos. A las comarcas mediterráneas llegan, pues, en esta estación,
vientos terrales, secos, que, normalmente, originan una clara sequía estival
acompañada de temperaturas elevadas.
Así pues, el clima mediterráneo se caracteriza, fundamentalmente, por tres
condiciones: Sequía estival, temperaturas estivales altas y precipitaciones más
o menos abundantes en otoño, invierno, y primavera con un gradiente
decreciente al ir descendiendo en latitud.
En la península Ibérica, las anteriores características generales vienen
matizadas por tres hechos significativos.
La posición de las cadenas montañosas: la mayoría de ellas en el sentido de
los paralelos (Cantábrico-Pirineos, Sistema Central y sistema Penibético) y otra
en la dirección meridiana (Sistema Ibérico).
La existencia de altiplanicies interiores, bastante desprovistas de vegetación.
La presencia de la Península Ibérica en el borde occidental del Mediterráneo.
Estos tres condicionamientos geográficos implican las siguientes
consecuencias:
En otoño, invierno y primavera, la vertiente mediterránea recibe, generalmente,
menores precipitaciones que la vertiente atlántica.
Los vientos no estivales adquieren componentes NW o SW lo que implica una
gran disparidad de tiempo entre las comarcas situadas a barlovento o
sotavento de los mismos.
El enfriamiento invernal de las mesetas interiores es bastante fuerte. En
invierno las temperaturas no son mediterráneas y además hay un pequeño
efecto monzónico que tiende a amortiguar las precipitaciones invernales.
En verano, la costa mediterránea llega a tener una humedad relativa bastante
alta, lo que favorece, a igualdad de recalentamiento, más tormentas estivales
que en otras comarcas.
Cuando, a principios de otoño, las corrientes en chorro de la alta atmósfera
tienden a crear una bolsa de aire frío en altura, las precipitaciones llegan a ser
extraordinariamente intensas en el Levante peninsular.
333

D O C U M E N T O S DE T R A B A JO
15.5 CLASIFICACIÓN DE RIVAS MARTÍNEZ
Se basa en limitar la sequía.estival marcada cuado se cumplen estas tres
condiciones simultáneamente:
ETP/P>4 (julio) y ETP/P>3,5 (julio+agosto) y ETP/P>2,5 (junio+julio+agosto).
De acuerdo con ello, se definen dos conjuntos de clima:
Clima Eurosiberiano, sin sequía estival (no cumple el requisito anterior) y
Clima Mediterráneo, con sequía estival.
Dentro de cada Clima se establecen una serie de pisos
exclusivamente térmico (índice de termicidad) = It.
con un criterio
lt = (tm + t 1 + T 1)10
Dentro del Clima eurosiberiano se definen cuatro pisos:
Colino lt> 180
Montano 180>lt>50
Subalpino 50>Jt>-50
Alpino lt< -50
Dentro del clima mediterráneo se definen cinco pisos y seis tipos de humedad,
dependiendo de la precipitación anual.
Pisos
T ermomediterráneo
Mesomediterráneo
Supramediterráneo
Oromediterráneo
Crioromediterráneo
lt>350
350> lt>210
210 >lt>60
60>lt>-30
lt<-30
Tipo de humedad
Arido <200
Semiárido 200-350
Seco 350-600
Suhúmedo 600-1000
Húmedo 1000-1600
Hiperhúmedo >1600
334

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
15.6 CLASIFICACIÓN DE ALLUÉ
Es una clasificación fitoclimática de España que se basa principalmente en el
diagrama ombrotérmico de W alter-Gaussen, dónde se representa
conjuntamente el régimen pluviométrico medio anual y el termométrico, de tal
forma que la escala de los valores de precipitación sea el doble que la de la
temperatura El diagrama permite calcular directamente loa meses áridos (a),
según el índice de Gaussen, que establece que un mes es árido si P< 2t.
DIAGRAMA OMBROTÉRMICO
25 50
20 - • 40
NA / \ ~ 35
TEMPERATURA (°C)
PRECIPITACIÓN (mm)
E F M A M J J A S O N D
- a — TEMPERATURA (°C) 4 7 8 10 15 20 22 20 17 15 9 4
- ♦ —PRECIPITACIÓN (mm) 41 35 42 40 46 38 15 13 34 38 46 45
MESES
Así, define el clima Sahariano cuando la duración de la sequía en el diagrama
de Gaussen iguala o supera el valor de 11 meses.
Clima Mediterráneo cuando la duración de la sequía está comprendida entre 3
y 11 meses, o cuando siendo inferior a 3 y superior a 1,25 la temperatura
media del mes más frío supera los 7,5°C y llueve menos de 850 mm al año.
Denomina clima Nemoromediterráneo al resto de los casos en los que la
sequía está comprendida entre 1,25 y 3; y cuando siendo inferior a 1,25 llueve
menos de 950 mm, y la media de las mínimas del mes más frío es superior a
0°C.
Clima Nemoral a aquellas zonas de sequía estival mínima o nula.
Clima sahariano a>11
C. Mediteráneo 3< a <11
1,25 <a<3, t1> 7,5 y P < 850
C.Nemoro mediterráneo 1,25 <a<3 (resto)
0 < a<1,25; t1 >0 y P < 950
C.Nemoral
0 < a<1,25
Oroboreal
ti> -7
U < -7°C
335

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Desde el punto de vista térmico y pluviométrico, Allué califica cada clima
español como sigue:
Según la temperatura media del mes más frío (ti) en:
Subtropical ti > 10°C
Fresco 0<ti< 10°C
Frío rí< 0°C y más de 4 meses tm> 10°C
Boreal
ti<0°C y menos de 4 meses tm>10°C
Según la pluviosidad:
Arido
a>11 meses
Semiárido 2<a< 11
Semihúmedo 0< a< 2
Húmedo
a=0 y en algunos meses 2P/3<2t<P
Muy Húmedo a=0 y siempre 2tm<2P/3
3 3 6

L A 1
D O C U M E N T O S DE TRABAJO
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TEM A XVI. C L IM A T O L O G ÍA DEL O Z O N O A T M O S F É R IC O Y
EL ULTRAVIOLETA B SOLAR
16.1 Radiación Ultravioleta Solar. Generalidades
Variaciones en la Constante Solar
Geometría Sol - Tierra
Nubes
Efectos del UV-B solar sobre la salud.
Instrumentos para medir el UV solar
16.2 El ozono atmosférico
Variabilidad estacional y vertical del ozono estratosférico
La Circulación Brewer- Dobson
Ondas atmosféricas y circulación de Brewer-Dobson
16.3 Ozono Troposférico
Intercambios estratosfera-troposfera
Plegamientos de la tropopausa.
Efectos perniciosos del ozono troposférico
16.4 La medida del contenido de ozono de la atmósfera
Ozono sondas.
Instrumentos de medida remota.
16.5 El 0 3 y el UV solar en la actualidad
Tendencias en el ultravioleta B solar
Tendencias en el espesor de la capa de ozono
Tendencias en la concentración de ozono troposférico
16.6 Bibliografía
Resum en
Tanto el 0 3 como la radiación ultravioleta solar (UV-B) son fenómenos
naturales cuya detección y medida pueden lograrse a través de las teorías
científicas actuales. Sin embargo, la medida directa de esas magnitudes es un
proceso complejo y relativamente caro, por lo que generalmente se acude a
medidas relativas con las cuales se pueden obtener medidas con una precisión
limitada y sin embargo útil. El valor de ambos parámetros afecta directamente a
la salud del ser humano y a parte de sus actividades económicas, y depende,
en un lugar y tiempo determinado, de las características de la atmósfera. En la
actualidad, no es posible hacer predicciones precisas de los valores que
adoptarán estos parámetros con varios días de antelación.
En lo que sigue encontraremos una descripción general de la información más
relevante sobre el contenido de ozono de la atmósfera por un lado y de la
irradiación ultravioleta solar, así como de los procesos físico-químicos
empleados para su medida desde la superficie del suelo o a bordo de sondas
aerológicas y sensores de satélites.
En las próximas décadas nos veremos sometidos en la península Ibérica a
mayores dosis de radiación ultravioleta y a mayores concentraciones de ozono
en el aire que respiramos, por lo que el conocimiento de estos fenómenos
naturales y de los procesos de medida resultarán cada vez más importantes
para proteger nuestra salud y una de las fuentes principales de riqueza de
nuestra sociedad, el turismo basado en los baños de Sol.
339

DOCUMENTOS DE TRABAJO
16.1 Radiación Ultravioleta Solar. Generalidades
El Sol emite radiación electromagnética en diferentes longitudes de onda con
una distribución de intensidad, en longitudes de onda, muy próxima a la de un
cuerpo negro a 5777 K. Esta emisión de energía procede de diferentes capas
de la atmósfera del Sol, principalmente de la fotoesfera, y también de la
cromoesfera y corona.
Longitud de onda (p m)
Wavelength (nm)
Fig 1 En la región 10 - 400 nm se recibe un 9% de toda la energía solar que
llega a la Tierra, sin embargo, gracias a la absorción parcial del 0 2 y 0 3
solamente llega al suelo un 4%, en la que está filtrada la mayor parte del UV-C
y buena parte del UV-B
340

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
I—,—, -. 1 \ _______
200 225 250 275 300 325 350
Waveíength (nm)
S
f i b r f l i i Y
Fig 2 ( Límites de UV-C, UV-B y UV-A)
Waveíength (nm)
Al penetrar la radiación ultravioleta solar en la atmósfera terrestre se producen
procesos de absorción molecular, de reflexión en las nubes y aerosoles; y
cambios de dirección de los fotones (scattering): por interacción con moléculas
(scattering Rayleigh) o por interacción con aerosoles (scattering Mié). Por lo
que el flujo de fotones ultravioleta que llegan al suelo depende de:
• Variaciones periódicas en la intensidad solar.
• Factores geométricos en las posiciones relativas Tierra-Sol y del ángluo
cenital (ángulo entre la dirección de los rayos solares y la normal a la
superficie en el lugar de medida).
• Contenido de ozono y aerosoles de la atmósfera.
• Cubierta de nubes y albedo de la superficie.
Variaciones en la Constante Solar
El Sol varía periódicamente de intensidad en un ciclo de 11 años de duración,
ciclo en el cuál se observa un número creciente de zonas oscuras en la
superficie del Sol (manchas solares). Entre los valores máximos y mínimos de
la constante solar existe una diferencia de un 1 % del valor medio (Lean 1987).
El ciclo de las manchas solares, al producir variaciones en la irradiancia
ultravioleta de alta energía, produce un aumento en el ozono de la alta.
La rotación solar alrededor de su eje origina cambios periódicos (26 días) en el
número de manchas solares situadas frente a la Tierra. Estas variaciones dan
lugar a un aumento de un 1 % en la intensidad de radiación con longitudes de
341

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
onda por debajo de 300 nm, y del 10% para longitudes de onda por debajo de
200 nm (Lean 1987). En la figura siguiente se observa como respondía la
concentración de ozono en la alta estratosfera al aumento de ultravioleta de
alta energía en sucesivos ciclos de aproximadamente 26 días.
Figura 3. Ciclo 26 dias solar (NASA).
Respuesta del ozono en la alta estratosfera a las sucesivas rotaciones
solares en las proximidades de un máximo solar
Días a partir del 27 mayo 1980
Figura 3 Ciclo 26 días solar (NASA)
Geometría Sol - Tierra
Conocida la constante solar (intensidad solar recibida en un plano normal en el
borde exterior de la atmósfera) es relativamente simple calcular la potencia que
alcanzará un metro cuadrado de superficie, teniendo en cuenta la posición del
Sol en la eclíptica (día del año), la latitud y la hora del día respecto al mediodía
solar.
I = l0 -(senX-sen5 +cos X-cos 5-coscot)
Absorción por el oxígeno y el ozono
Veremos más adelante que el O2 absorbe la radiación ultravioleta solar hasta
los 230 nm, disociándose e iniciando el proceso de formación de ozono. La
molécula de ozono es capaz de absorber fotones disociándose desde 230 nm
hasta 1,16 mieras (Crutzen 1999), pero la sección eficaz máxima está en la
llamada banda de Hartley centrada en 256 nm.
342

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Fig 4 Bandas de absorción del ozon. Hartley y Huggins
La transmitancia de la atmósfera Toz, depende del coeficiente de absorción del
medio a diferentes longitudes de onda a{X), y al espesor de absorbentes de la
atmósfera 'd ' que deben atravesar los fotones.
a(X) = Noz • o(X)
Noz = número de moléculas de 0 3 en la unidad de volumen
o{X) sección eficaz de absorción.
Lo habitual en esta área de investigación es expresar el contenido total de
ozono en la atmósfera en unidades Dobson.
1 D.U = 2.69-1016 moléculas / cm2
Si todo el 0 3 contenido en una columna se redujese a la presión del nivel del
mar y a 273 K, ocuparía un espesor que se puede medir en milímetros o en
unidades Dobson (1 D.U = 10‘3 cm), siendo el valor de referencia 300 DU.
La Intensidad transmitida por la atmósfera tras la absorción del ozono l(A)
valdrá
\(X) = l0(X)-Toz = l0(X)-exp [-a(A)-d]
Donde 'd '= CTO- m = contenido total de ozono x masa de ozono.
'm '= masa de ozono = Camino que debe atravesar el fotón / espesor de la
atm ósfera). 'm ' depende del ángulo cenital.
La elevada sección eficaz del O3 en el UV-B da lugar a que los fotones de alta
energía apenas lleguen a la superficie de la Tierra para ángulos cenitales
elevados.
Por ejemplo , para 0= 60° y CTO = 300 DU
X= 290 nm (a = 140-10'20 cm2-m olec1); T(A=290 nm) = 10~1°
A=310 nm (a = 9.3-10'20 cm2-molec'1); T(A=310 nm) = 0,22
3 4 3

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Nubes
Finalmente para estimar la intensidad de radiación que llega al suelo tenemos
que considerar la presencia de otros obstáculos en la trayectoria de los fotones.
Las nubes , según su altura y posición, anulan buena parte del flujo reflejándolo
(albedo) hacia el exterior y dando lugar a una irradiancia difusa (en direcciones
distintas a la del Sol). Algunas nubes (cúmulos) son capaces de aumentar la
radiación ultravioleta en determinados ángulos entre el observador, borde de la
nube y Sol.
Lccal standard time
La radiación difusa se produce fundamentalmente por el cambio de dirección
que sufre el fotón al chocar con una partícula no-absorbente de dimensiones
próximas a la longitud de onda incidente (moléculas de O2 y N2), scattering
Rayleigh; o por partículas mucho mayores que la longitud de onda incidente
(p.e. aerosoles), scattering Mié.
El scattering Rayleigh depende fuertemente de la longitud de onda; la
intensidad difundida es proporcional a X4. En el scattering Mié la intensidad
difundida depende de la longitud de onda de una forma menos marcada A,"1,3 .
Para las longitudes de onda del UV-B, la radiación difusa es más de la mitad de
la radiación total que llega al suelo en ese rango. Debajo de una sombrilla o de
la copa de un árbol frondoso seguimos absorbiendo la mitad del la radiación
ultravioleta (Parisi et al).
Si consideramos la transmitancia debida a la absorción del ozono, la debida al
scattering Rayleih (Tr) y la debida a los aerosoles (Taer)
T r = exp (- p(A.)-m) donde se aproxima p(A)= 0.008735-A"4,08
Taer= exp (- 5(A)-m) donde 5(X)= B- X'A ; B = coeficiente turbiedad y A = tamaño
aerosoles
La intensidad total transmitida por la atmósfera valdrá
l(A.) = lo'Toz‘TR‘Taer
344

APUNTES DE METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Efectos del UV-B solar sobre la salud
La piel es un material vivo que reacciona ante distintas agresiones. La
superficie de contacto con el exterior, stratum corneum, está compuesta por
células muertas que absorben gran cantidad de ultravioleta. El resto de la
epidermis consiste en células en fase de degeneración llamadas células
escamosas. Cuando la dosis de ultravioleta es alta durante varios días, la piel
reacciona aumentando el espesor de la epidermis de forma que aumente el
espesor de la capa que absorbe la radiación solar de alta energía que puede
dañar el ADN de la piel. Simultáneamente aumenta la densidad de melanina en
unas células llamadas melanocitos; este pigmento absorbe con gran eficacia el
UV-B. La melanina al em igrar hacia el exterior origina el oscurecimiento de la
piel y una mayor protección de la piel. Sin embargo, este proceso de bronceado
lleva su tiempo, mientras que el efecto nocivo del UV-B es inmediato y
acumulativo.
Los epidiemólogos creen tener la evidencia que relaciona la sobre-exposición a
la luz ultravioleta y los tres tipos más frecuentes de cáncer de piel, llamados
carcinomas. Se estima que el tiempo de latencia de estos carcinomas es del
orden de 20 años.
Wa#«s *
(¡juicio,.
Mecanismos de defensa de los seres vivos.
-V ivir bajo el agua, a distinta profundidad según el contenido de carbón orgánico disuelto que
absorbe el UVB
— Especies m ás resistente al UVB ocupan los biotopos terrestres expuestos.
— Enterrándose bajo la superficie (Marte?)
Instrumentos para medir el UV solar
Los instrumentos utilizados para medir la intensidad del ultravioleta solar son
espectroradiometros de alta precisión (existiendo muy pocos operativos) o
instrumentos que miden la irradiancia en una banda ancha, de los que existen
un buen número en gran parte de la Tierra. La escasez de espectroradiómetros
se debe a su precio y a que cuanto más preciso sea un
instrumento mayor será el esfuerzo que hay que realizar en su mantenimiento y
calibración.
345

DOCUMENTOS DE TRABAJO
Entre ios parámetros de los espectroradiometros hay que destacar:
El rechazo del stray-ligth ( luz de longitudes de onda próximas pero distintas a
las supuestamente medidas). La mayoría de los espectroradiometros logran
rechazar la luz indirecta (straylight) mediante un doble monocromador.
La respuesta angular coseno hasta elevados ángulos cenitales. Los detectores
se alejan de una respuesta coseno 0 para ángulos cenitales mayores de 60°,
es decir tienden a medir peor para ángulos rasantes.
Escala radiométrica absoluta. En el mejor de los casos, las ¡ncertidumbres de
calibración en el laboratorio no bajan del 5%.
Desplazamiento en la posición de las longitudes de onda. Un error de 0,2 nm
en la calibración de la longitud de onda puede inducir a errores de hasta +/-
10% del UV-B a 300 nm.
Por ello, los escasos espectro-radiómetros en uso tienen una incertidumbre que
no baja del 5%.
Los radiómetros de banda ancha pueden caracterizarse en el laboratorio,
determinando su respuesta espectral, la respuesta angular en dos planos
perpendiculares y su estabilidad en el tiempo. En estos instrumentos es fácil
encontrar incertidumbrres del orden del 10 % en la calibración realizada por los
fabricantes. En algunos de estos instrumentos de banda ancha se han
observado una deriva del orden del 10 % anual, lo que les hace bastante poco
apropiados para medir tendencias a medio plazo.
Radiómetros multifiltro
En estos instrumentos las características más importantes son el número y
anchura de cada filtro y la longitud de onda así como la respuesta espectral de
cada filtro. Por lo general cada uno de los radiómetros consiste en una lente
convergente que focaliza la luz que procede de un ángulo sólido determinado
(luz directa) o un difusor que integra la luz proviniente de todas las direcciones
(luz difusa y directa) sobre un sensor atravesando previamente un filtro
interferencial que sólo permite el paso de un rango específico de longitudes de
onda contiguas.
Los datos de irradiancia ultravioleta tomados en Madrid proceden de dos
radiómetros de 10 nm de ancho de banda centrados en 300 nm y 310 nm, cuya
respuesta espectral fue analizada en el laboratorio utilizando una lámpara
calibrada.
Dosímetros termoluminiscentes
Existen materiales que al recibir radiación de alta energía se alteran de modo
que al calentarlos por encima de una temperatura determinada, emiten luz y
vuelven a la situación inicial. La emisión de luz al calentar el material (proceso
que recibe el nombre de termoluminiscencia) se debe a que al incidir la
radiación inicial en el material, se produce una separación de carga dentro del
mismo quedando en un estado metaestable. Al calentar, los portadores de
carga absorben la energía térmica suficiente como para saltar la barrera de
potencial volviéndose a juntar los electrones y los huecos. Esta recombinación
da lugar a la emisión de luz directamente o como consecuencia de transferir la
346

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
energía a un ión luminiscente. La luz emitida es proporcional al número de
pares electrón hueco generados por la radiación incidente y por lo tanto , es
proporcional a la intensidad de la radiación y al tiempo de exposición, es decir
es proporcional a la dosis recibida. La emisión de luz se produce cuando se
calienta el dosímetro activado hasta una temperatura T de modo que kT es ia
energía del pozo en donde se encuentran atrapados los electrones.
Las medidas de termoluminiscencia implican un estudio previo del material
para determinar cuáles son las trampas de interés (provocadas por la
irradiación cuya dosis nos interesa, y la temperatura a la cuál se liberan esos
electrones). Antes de medir se somete al material a un calentamiento para
liberar todos los electrones atrapados provenientes de irradiaciones anteriores.
Después se somete el material a la irradiación durante un tiempo determinado
y posteriormente se le somete a un proceso en el que sube la temperatura de
la muestra de una forma lineal. Al llegar a la temperatura de interés se mide la
luz emitida (área de la curva bajo el pico de Termoluminiscencia) y de aquí se
infiere la irradiancia a la que se sometió la muestra.
En este proceso se basan los dosímetros de radiación ionizante que se utilizan
en las instalaciones radioactivas para hacer un seguimiento de la dosis
absorbida por las personas que trabajan en ella. En el último apartado
examinaremos los resultados obtenidos en Madrid utilizando materiales que se
excitan en el ultravioleta B, a-AI20 3, y UV-C, KCI:Eu2+.
16.2 El ozono atmosférico
El estado alotrópico del oxígeno llamado ozono se produce en la alta atmósfera
como consecuencia de la fotodisociación de la molécula de oxígeno (20% de
las moléculas en esas alturas) por efecto de la luz ultravioleta solar de alta
energía (180nm <X < 240 nm). Los productos de disociación son radicales
libres O- que reaccionan con otras moléculas de oxígeno para form ar ozono.
0 2 + hc/X --> O- + 0 - (X< 240 nm)
O - + 0 2 + M --> 0 3 + M
M es un tercer cuerpo que interviene en la reacción (normalmente las
moléculas mas abundantes a esa altura, N2 u 0 2) para facilitar la conservación
del momento lineal y de la energía en el choque; hc/X representa la energía de
los fotones incidentes. Este proceso de formación es muy lento. Si se vaciara
totalmente la capa de ozono actual en la zona donde está el máximo (20 km) el
proceso descrito emplearía hasta un año en reconstituir la concentración inicial
a esa altura.
La molécula de ozono recién formada tiene una cierta probabilidad de absorber
fotones de longitudes de onda entre 240 nm y 1,16 mieras (Crutzen 1999) y
disociarse y volver a recomponerse según las reacciones siguientes.
0 3 + he/ X—> 0 2 + O-
O ' + 0 2 + M —> O3 + M
347

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
El proceso de absorción de energía ultravioleta es muy eficiente entre 240 nm y
260 nm con un máximo en 256 nm (Banda de Hartley) absorbiéndose casi todo
el flujo de fotones en la atmósfera antes de llegar al suelo. En el ultravioleta B
la sección eficaz de absorción es algo menor por lo que parte del UV-B si que
alcanza el suelo siendo mayor cuanto menor sea el espesor de la capa de
ozono. En el UV-A y en gran parte del visible la absorción es despreciable,
finalmente existe una banda de absorción en el espectro visible llamada banda
de Chappuis.
Las moléculas de ozono formadas en la estratosfera también pueden
descomponerse al reaccionar con otra molécula de ozono 0 3 + 0 3 --->3 0 2 o
con otras moléculas o radicales libres existentes en la atmósfera, por ejemplo
cloro, nitrógeno, bromo, hidrógeno, etc. Esta últimas son reacciones catalíticas
del tipo:
0 3 + hc/A, —> O 1+ 0 2
CIO + O- --> 0 2 + CI-
CI • + 0 3 ~> 0 2 + CIO
Reacción neta: 0 3 + 0 3 --> 3 02
A 40 km el proceso catalítico CI-CIO puede destruir hasta 1000 moléculas de
ozono antes de que los compuesto clorados se inactiven formando cloruro de
hidrógeno o C I0 N 0 2 . La radiación ultravioleta solar puede disociar estos
compuestos inactivos HCI y C I0 N 0 2 de forma que dos o tres días mas tarde
pueden volver al ciclo destructor del ozono, y continuar destruyendo un total de
100.000 moléculas de ozono hasta que el cloro abandona la estratosfera.
La concentración de ozono en la estratosfera es el resultado del equilibrio entre
la producción de ozono por fotodisociación del oxígeno molecular y la perdida
resultante de todas las reacciones catalíticas de destucción del ozono. Los
átomos de cloro, nitrógeno, bromo, e hidrogeno proceden de, compuestos
existentes en la estratosfera (metano, óxido nitroso, bromuro de metilo, cloruro
de metilo) y aquellos que son de origen antrópico. Estos últimos han
aumentado de tal forma en los últimos 30 años que han dado lugar a una
perceptible disminución de la capa de ozono que se ha estabilizado en
concentraciones inferiores a las de entonces.
348

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Variabilidad estacional y vertical del ozono estratosférico
La producción de ozono en la estratosfera es -máxima allí donde la intensidad
del ultravioleta capaz de disociar la molécula de oxígeno es máxima. Esto
ocurre donde la intensidad de la irradiación solar es máxima, es decir en la
estratosfera de los trópicos debido a que allí el ángulo cenital es mínimo. Sin
embargo todos los mapas de ozono nos indican que el contenido total de ozono
es mínimo en las latitudes de los trópicos y suele tener los valores más
elevados en las zonas próximas a los polos. La razón de esta discrepancia está
en el transporte del ozono neto que se produce cuando la atmósfera está
iluminada.
Los valores más altos del contenido total de ozono se suelen observar en la
región Ártica durante la primavera (marzo- abril) disminuyendo en el transcurso
del verano ártico. Los valores mas bajos se producen en la Antártida durante la
primavera austral (septiembre-octubre) debido al agujero de ozono que ocurre
en la atmósfera de ese continente. En latitudes medias del Hemisferio Norte
(30° - 50°) en promedio, los valores más elevados se encuentran en primavera
(abril- mayo), disminuyendo paulatinamente durante el verano hasta alcanzar
los valores más bajos en octubre. A partir del otoño los valores de ozono
estratosférico vuelven a subir en esas latitudes.
El perfil de concentración de ozono también cambia con las estaciones. La
siguiente figura muestra una situación promediada a varios años para el
Hemisferio Norte.
Figura Perfil en altura de ozono y estaciones, promedio varios años
La circulación del aire en la estratosfera, conocida como circulación de Brewer-
Dobson , traslada el ozono neto desde la alta estratosfera de los trópicos a la
baja estratosfera de latitudes altas.
349

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
La Circulación Brewer- Dobson
La llamada circulación de Brewer-Dobson ocurre en los hemisferios de invierno
en la estratosfera; contiene tres partes principales:
La ascensión del aire tropical desde la troposfera a la estratosfera tropical.
Transporte hacia tos polos por la estratosfera.
Descenso del ozono en la estratosfera de latitudes medias y polares.
El aire rico en ozono proveniente de la alta estratosfera tropical, al descender
en latitudes medias , parte se transfiere a la troposfera, mientras que el aire
que desciende en latitudes polares se va acumulando en la baja estratosfera
polar.
Ondas atmosféricas y circulación de Brewer-Dobson
La circulación de Brewer-Dobson es el resultado del movimiento ondulatorio
(con transporte de momento lineal y energía) en la estratosfera extratropical.
Las llamadas ondas largas de Rossby están formadas por una secuencia de
altas y bajas presiones que rodean la Tierra alrededor de los paralelos
subpolares. La existencia de grandes estructuras topográficas puede
obstaculizar el flujo del oeste habitual en latitudes medias. Por ejemplo, las
Montañas Rocosas y el macizo Himalaya-Tibet, junto con el gradiente
meridiano de temperaturas, alteran las ondas de Rossby hasta crear ondas
estacionarias que rodean todo el planeta, con longitudes de onda del orden de
10.000 km, a las que se denomina ondas planetarias.
Estos movimientos ondulatorios se generan en la troposfera y su componente
vertical va aumentando de amplitud a medida que suben de altura por
encontrarse con un aire cada vez menos denso.
Cuando estas ondas estacionarias alcanzan la estratosfera le transfieren
momento lineal de componente Este y energía. El momento lineal transferido
decelera los vientos del Oeste de la corriente en chorro polar en la estratosfera,
desplazando la posición del vórtice polar.
La rotura o aniquilación de las ondas planetarias produce el fenómeno
'Calentamiento repentino' de la estratosfera polar, debido a que se introduce
en la región del vórtice polar aire más caliente procedente de latitudes medias,
incluso de latitudes tropicales. El calentamiento invernal de la estratosfera polar
viene seguido de un enfriamiento por radiación. Al enfriarse el aire de la
estratosfera polar aumenta de densidad y se hunde hacia la baja estratosfera.
Este último proceso constituye el motor de la circulación de Brewer-Dobson. La
continuidad de la masa de aire provoca que al hundirse el aire en el polo de
invierno, su lugar sea ocupado por aire de la estratosfera de latitudes medias, y
este es sustituido por aire de la estratosfera media tropical, quien a su vez
bombeará aire desde la baja estratosfera tropical hacia arriba.
350

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
En la figura anterior donde podíamos observar el perfil vertical de ozono,
también podemos observar que las concentraciones más elevadas de ozono
cambian de altura con la latitud; así, la capa de mayor concentración de ozono
en los trópicos está bastante más alta que en latitudes medias. Estas
variaciones de altura del máximo de concentración son atribuidas a la lenta
circulación de las masas de aire en la zona intertropical que producen un lento
ascenso de aire pobre en ozono en la troposfera tropical. Este aire se va
enriqueciendo en ozono.
A medida que alcanza la estratosfera tropical encontrándose allí el mayor flujo
de fotones UV-C, aumenta su contenido en ozono. El ozono neto formado en
esta región se va trasladando hacia los polos en donde la tropopausa (barrera
térmica que separa la troposfera y la estratosfera) está a menor altura que en lo
zona intertropical, acumulándose el ozono en las regiones próximas a los
polos.
Si tenemos en cuenta las velocidades típicas de la circulación atmosférica (se
invierten prácticamente 4-5 meses en que la masa de aire situada en la
troposfera ecuatorial, 16 km, hasta alcanzar los 20 km ) comprenderemos que
se puede form ar gran cantidad de ozono entre los trópicos antes de alcanzar
los 26 km de altura.
16.3 Ozono Troposférico
El 90% del ozono en la atmósfera está en la estratosfera, mientras que el resto
está en la troposfera. Aunque como hemos visto parte del ozono estratosférico
puede introducirse en la troposfera de latitudes medias, hoy sabemos que más
de| 75% del ozono troposférico es de origen fotoquímico generado a partir de
precursores existentes en la troposfera.
La luz ultravioleta también puede producir radicales OH en la estratosfera.
Estos radicales son muy reactivos y gracias a ellos el tiempo de residencia de
muchos contaminantes es corto, a pesar de que las concentraciones de esta
molécula son extremadamente bajas, del orden de 106 molec.cm'3. Según
Crutzen (1999) el radical OH es el responsable de la oxidación de casi todos
los compuestos emitidos a la atmósfera por procesos naturales o
antropogénicos.
0 3 + h-c/A. (X< 320 nm) O- (1D) + 0 2
0 ( 1D) + H20 -> 2 OH
El ultravioleta también puede disociar el dióxido de nitrógeno y participar así en
la formación de 0 3 en la troposfera
R 0 2 + NO -> RO + N 0 2 (R= H , CH3 , otros radicales peróxido)
N 0 2 + h-c/A (X< 405 nm) -> NO + O
0 + 0 2 + M 0 3 + M
R 0 2 + 0 2 RO + 0 3
351

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
La fuente principal de ozono troposférico en los ambientes urbanos y
periurbanos es el tráfico rodado con motores de combustión interna, que añade
regularmente a una atmósfera pegada a la ciudad (isla urbana) grandes
cantidades de hidrocarburos sin terminar de quemar, monóxido de carbono y el
monóxido de nitrógeno suficiente como para que resulten muy efectivas en la
producción de ozono, aún en lugares alejados de los focos de los precursores,
por medio de las reacciones
NO2 + h-cA (X< 405 nm) -> NO + O
0 + O2 + M O3 + M
CO + 2 O2 CO2 + O3
.y
CO + OH -> C 0 2 + H
H + O2 + M HO2 + M
H 0 2 + NO OH + N 0 2
Intercambios estratosfera-troposfera
La tropopausa es una zona mejor o peor definida de la atmósfera en donde
existe una inversión térmica que impide que el aire estratosférico se introduzca
en la troposfera o viceversa. Existen sin embargo unas situaciones en las que
estos intercambios tienen lugar. Por lo general el aire y los contaminantes
troposféricos se introducen lentamente en la estratosfera al ser elevados de
altura en la Zona de Convergencia Intertropical. Desde la tropopausa tropical
situada a gran altura viaja hacia los polos encontrándose ya en la estratosfera
de latitudes medias en donde se mezcla y es transportado por la circulación de
Brewer-Dobson.
El transporte desde la baja estratosfera de latitudes medias a la troposfera
ocurre en determinados procesos de la meteorología extratropical: anticiclones
de bloqueo, bajas desgajadas y plegamientos de la tropopausa.
Los anticiclones de bloqueo son zonas de altas presiones persistentes (10 a 15
días de duración) que ocurren en zonas geográficas en las que habitualmente
circulan los ciclones extratropicales o borrascas de latitudes medias. Debido a
la circulación en el sentido de las agujas del reloj, los anticiclones provocan que
el aire escaso en ozono de origen tropical suba hacia latitudes más altas en
donde suele haber más ozono. Por otro lado, estos anticiclones cálidos tienen
la tropopausa más elevada dando lugar a que el contenido total de ozono
disminuya bajo la alta tropopausa.
Las bajas desgajadas son zonas de baja presión en altura que se mueven
ciclónicamente aislando aire polar que se moverá ahora hacia los trópicos.
Estas bajas desgajadas suelen ir acompañadas de fuerte convección con lo
que potencialmente se introduce aire troposférico en altura permitiendo que
aire estratosférico se acumule debajo, de forma que cuando se re-establezca la
tropopausa parte del aire troposférico tenga un origen estratosférico.
352

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Plegamientos de la tropopausa
Se trata de intrusiones de aire estratosférico que ocurren tras los frentes fríos
en superficie o en los bordes occidentales (oeste) de las bajas desgajadas.
Como consecuencia aire frío, seco y cargado de ozono se introduce en la
troposfera. Se trata del fenómeno dominante en los intercambios estratosferatroposfera.
Efectos perniciosos del ozono troposférico
El ozono es un poderoso oxidante que en concentraciones elevadas afecta a
los vegetales disminuyendo su productividad (B. Sánchez 1999) y a los
animales sobre todo en las mucosas y pulmones. La concentración establecida
por la Unión Europea de aviso a la población se ve sobrepasada con frecuencia
en muchas aglomeraciones urbanas de nuestras latitudes sin que resulte
posible predecirlas con seguridad con la antelación suficiente como para poner
de sobreaviso a la población.
En las horas centrales del día es más frecuente encontrar que se han superado
los niveles de ozono de 180 jig/m 3 a sotavento de toda la circulación de
vehículos madrileña (Minguez 2002). Los más perjudicados son los que
respiran aire contaminado durante un mayor número de horas al día por
realizar su actividad al aire libre. Dentro de este colectivo, los niños y los viejos
notarán más los efectos perniciosos antes que nadie. Afortunadamente aún
podemos realizar ejercicio físico al aire libre, si se está en buenas condiciones
físicas, sin que nos queden secuelas por respirar aire contaminado que aún no
alcanza el nivel umbral de aviso a la población (Minguez 2002).
16.4 La medida del contenido de ozono de la atmósfera
Ozono sondas
Los sondeos aerológicos con globo empezaron a proporcionar información
sobre la presión, la humedad y la temperatura a distintos niveles de una masa
de aire a partir de 1930, hoy siguen jugando el papel de control de los valores
proporcionados por los satélites. En los años 70 comenzaron a añadirse
instrumentos portátiles y livianos para medir concentraciones de gases
utilizando celdas electroquímicas como la que describiremos para medir el
ozono.
Las sondas utilizan células electroquímicas (Komhyr 1969) de concentración
para estimar la concentración de ozono. Constan de un bloque de teflon con
tres agujeros: cátodo, ánodo y depósito de reserva que mantiene el nivel de
electrolito aunque se produzca evaporación.
Los electrodos son de platino y ambas células utilizan Kl con concentraciones
diferentes en la cámara anódica y la catódica. En el puente salino se utiliza
fibra de asbestos para retardar la mezcla de los electrolitos. Ambas células
contienen también una solución tampón NaH2P 0 4-H20 y K B r. Las reacciones
que tienen lugar son las siguientes:
353

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
3 l"(a2) I 3 (ai) + 2 e" (oxidación)
l2 (a4) + 2e"-------- 2 I'(a3) (reducción)
3 T + l2 --------------------------------- r 3 + 2 I' (reacción iónica global)
(a1) • (a3)2
E « - 0.0591/2 lo g ----------------------
(a4) ■(a2)3
El dispositivo recién cargado y sin conectar a = (a1)/(a4) =1.
Una forma de introducir l2 en el cátodo es introducir aire que contenga
oxidante, p.e. ozono
2KI + 0 3 + H20 — 2 KOH + l2 + 0 2
esta reacción produce una corriente i (en microamperios) proporcional a la
concentración de ozono
ppm ( 0 3) = 43.07-T/pF ■i
P= presión en mb, T en K , F flujo del gas en ml/s
en la práctica se mide primero la corriente de fondo ¡a al pasar por el dispositivo
aire sin ozono (al haberle hecho pasar por un tubo con carbón activo que
descompone las moléculas de ozono). Esta corriente de fondo se debe al
oxígeno y suele ser menor que 0.2 microamperios, la corriente debida al ozono
í = ¡Obs - ¡a
En la siguiente figura podemos observar cómo se distribuía el ozono sobre
Madrid a distintas alturas tal cómo la estimó una sonda lanzada por el Instituto
Nacional de Meteorología. En ella podemos ver que la troposfera estaba
cargada de ozono.
354

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Instrumentos de medida remota
Existen cuatro técnicas de medida remota que' utilizan los sensores a bordo de
satélites. Cada una de esas técnicas implica una geometría diferente de
observación del paso de la luz a través de la atmósfera existiendo para cada
caso unos algoritmos que convierten las intensidades medidas en
concentraciones de ozono a diferentes alturas.
W ^
ríCo -•
^ fcvn*. U. Cv'ai* A+.I
°2o«o 'WaAí ruAta. re_s o. fecrdo d* j*XÍ l.tej.
D \ O r \ O 3 t y ^ ' H - c o : í U j á t t v - U ^ G i r ^ - c Á e
Y t> ~ A - í ó -tA/.e-tv'o.a Setu. y Siro^e»-.
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L ! e L o _ r.
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C\bj>or- aC ; ; s v ; o .. „ ---- -----------------
C C o t~ A u b t\ t u r }
Técnica de la irradiancia reflejada por la atmósfera ( Backscatter Ultraviolet)
Los sensores miden la irradiancia solar ultravioleta que incide en la atmósfera
en longitudes de onda determinadas y la luz ultravioleta solar (radiancia) que es
reflejada por la atmósfera hacia el exterior o dispersada (scattering) por la
atmósfera en esas longitudes de onda. Para estimar la cantidad de ozono se
utilizan dos pares de longitudes de onda en el ultravioleta. Una de las
longitudes de onda de medida de la irradiancia y la radiancia , se realiza a una
longitud de onda en donde el ozono absorbe fuertemente, la otra longitud de
onda se mide en una zona del ultravioleta donde la absorción del ozono es
muy pequeña. El Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) y el europeo
Global Ozone Monitoring Experiment (GOME) utilizan esta técnica.
Técnica de ocultación
Los instrumentos de ocultación miden la radiación directa procedente del Sol, la
Luna o incluso una estrella a través de la atmósfera cuando se produce un
amanecer o atardecer del astro en cuestión desde el satélite. Estos
instrumentos obtienen mejores perfiles verticales de concentración en la
atmósfera de diversas moléculas.
355

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Técnica de emisión del limbo atmosférico
Estos instrumentos infieren la concentración de ozono y de otras especies
midiendo la emisión de onda larga (microondas o infrarrojo) emitida por la
atmósfera a lo largo de la trayectoria atmosférica que termina en el detector.
Técnica de Limb Scattering.
La geometría de medida es muy similar a la de los instrumentos que estudian la
emisión y absorción del limbo atmosférico, pero en esta ocasión lo que miden
sus sensores es la luz que dispersa la atmósfera.
Instrumentos sobre la superficie de la Tierra. Espectrofotómetros Dobson y
Brewer.
Estos instrumentos estiman el contenido total de ozono midiendo la irradiancia
solar ultravioleta que llega al instrumento de medida deduciendo de la misma la
irradiancia que ha sido absorbida por el ozono. Dado que la presencia de
nubes, la concentración de aerosoles, la contaminación también absorbe o
refleja el ultravioleta solar, estos espectroradiometros también miden la
irradiancia a longitudes de onda próximas a la anterior pero en las que la
absorción del ozono es muy pequeña. Para derivar la concentración de ozono
es necesario disponer de datos que permitan calcular el ángulo cenital en el
momento de la medida.
Instrumentos de medida de concentración de ozono en superficie
Todos es instrumentos constan de un motor que regula el flujo de aire y se
asegura del valor del volumen analizado, y un sensor del número de moléculas
de ozono presentes. Un instrumento frecuente es el que utiliza la absorción a lo
largo de una trayectoria geométrica fija de la intensidad emitida por una
lámpara que radia luz monocromática con longitud de onda en el máximo de
absorción 256 nm, a través de una rendija.
16.5 El 0 3 y el UV solar en la actualidad
Tendencias en el ultravioleta B solar
En la siguiente figura podemos observar como varió a principios de la década
de los 90' del siglo XX, la irradiancia UV-B en latitudes próximas a la que
estamos (Tesalónica, Grecia 40°N). En esta gráfica podemos observar que al
disminuir el contenido total de ozono de la atmósfera aumenta la irradiancia del
UV-B que llega al suelo. Sin embargo es muy difícil estimar cuál es la tendencia
anual de aumento de la irradiancia ultravioleta. Si nos fijamos en el período
marzo 91 a marzo 93 (año donde hubo un bajón en el contenido de ozono de la
atmósfera) observamos un aumento de casi 20% cada década; si en lugar de 2
años, escogemos 4 ó 5 años como intervalo de promedio, la tendencia se
reduce a menos de un 5 % de aumento cada década.
356

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
lo , Uc-^cvvoU t e Q Í O M . O cvnsuLca.cedO c á W ^ -
) AWíáe CV_ UA cáccikd ^ ¿3 f
AjLJidjL I ^ K-Oa tíN. ¡11^ (¿ .! = v 2.«.v€\oj M'cI?)
Las medidas del ultravioleta son difíciles de comparar salvo que se utilice el
mismo instrumento ya que la anchura de banda del filtro o la anchura de la
rendija dará lugar a que se midan diferentes segmentos del espectro solar que
llega al suelo. En la siguiente figura podemos ver la señal registrada por un
radiómetro de 300 nm con 10 nm de ancho de banda a media altura ( UV-300)
y la intensidad solar con capacidad de producir eritemas en la piel tal como la
registró simultáneamente el instrumento comercial Solar Ligth 501 (SL 501 A)
en Madrid el 13 octubre 1997 (Córdoba 1998). La longitud de onda central y
anchura de banda del SL 501 A se estimó en 310 nm y 10 nm respectivamente.
(Córdoba 1998).
Hora Solar
F ig . ' 1S - Datos experimentales de la señal de TL
(normalizada) obtenida por el TLD-1 bajo luz solar y de la
dosis del eritema registrada por el:“SL 501 A” en función
de la hora solar. Respuesta equivalente a la corva gaussiana
del TLD-1 para tres diferentes valores del parámetro Xo (en
los tres casos, AX = 5 nm).
357

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Las variaciones de la irradiancia ultravioleta debidas a variaciones del
contenido total de ozono de la atmósfera son mucho más visibles cuando se
utilizan instrumentos centrados en longitudes de onda en las qué el ozono
absorbe fuertemente (UV-300) que cuando el radiómetro está centrado en
longitudes de onda donde la absorción es menor.
En la siguiente figura podemos observar cómo varía la intensidad ultravioleta B
al disminuir el contenido total de ozono con datos tomados en Madrid a lo largo
de los años 1996 y 1997 (Córdoba 1998).
El Grupo internacional de investigadores que informan a la ONU y a la
Organización Meteorológica Mundial sobre la disminución del ozono
atmosférico (julio 2002) indica que ha existido un incremento entre el 6 y el
14% en la intensidad ultravioleta capaz de provocar eritemas en los últimos 20
años en latitudes medias y árticas. También se reconoce que el efecto de los
aerosoles en la troposfera sobre la irradiancia ultravioleta que llega al suelo es
mayor que lo que inicialmente se pensaba, así como el papel enmascarador de
la diferente cobertura de nubes sobre la atmósfera.
No obstante las predicciones basadas en modelos que tienen en cuenta la
posible evolución de los parámetros que hasta ahora hemos examinado
relativos al flujo de fotones UV-B y UV-C que lleguen a la superficie en que
vivimos, arrojan como valor global un incremento positivo en las próximas
décadas, hasta que se restablezca el espesor de la capa de ozono a valores
3 5 8

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
anteriores a la seria alteración de la atmósfera que se produjo al inicio de la
revolución industrial.
La figura que proporciona la página web dedicada por la NASA a la extensión
educativa, para mostrar la tendencia en la dosis anual promedio a diferentes
latitudes, indica que la dosis de acción eritémica aumentará en un 3% en los
próximos diez años.
n * v ¡A
. g
CÜ. a ltíK w c b -^
Para hacernos cargo de la sobredosis de ultravioleta que recibimos hoy día
respecto a la que correspondería a una atmósfera pre-industrial implica hacer
hipótesis sobre el valor de la tendencia decenal en años anteriores.
En el futuro es posible que al continuar la disminución del espesor de la capa
de ozono resulte posible detectar mediante los espectroradiometros actuales la
llegada a la superficie de cantidades pequeñas de ultravioleta-C , que nosotros
hemos podido registrar mediante dispositivos termoluminiscentes que se
excitan con la luz solar centrada en el intervalo 250-280 nm. La siguiente figura
muestra el espectro de excitación (normalizado) del dosímetro
termoluminiscente utilizado a mediodía solar en dos épocas del año con
contenidos totales de ozono de 270 DU (15.10.95) y 360 DU (15.02.96).
359

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
>*v.
m -
#- i t m i i
^ 11,0246
]
p! 0,6-
#
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m M i
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©
m
0.2 -
0J-
A
.240
1
A
A
A
20o 300
14. Espectro de excitación del TLD-l obtenido bajo
e^osicíón ÜV soíáf en dos épocas diferentes del año: el
día 15. í 0.95 y el día 15.02.91
Este espectro de excitación de termoluminiscencia coincide con el que se
obtiene al multiplicar, en cada longitud de onda, la eficiencia termoluminiscente
del dosímetro medido en el laboratorio y el espectro solar que alcanza el suelo
simulado con el programa LOWTRAN 7 para esas fechas y contenidos totales
de ozono. Tal como es de esperar esta radiación solar de alta energía donde
el daño producido sobre los seres vivos es máximo sólo tiene importancia en
las horas centrales del día donde el ángulo cenital es mínimo y el espesor de la
capa de ozono que tienen que atravesar los fotones también es mínimo.
>
08:00- 10:00 12:00
Hora Solar
14:00 1-6 : 0 0 .
F ig. ' I jT D a to s ex p erim en tales de la señal d e T L
(norm alizada) o b ten id a p o r e l T L D -1 bajo lu z solar y de la
d osis d e l e rite m a re g istra d a p o r e ld 'S L 501 A ” en función
d e la h o ra solar. R e sp u e sta equiv alen te a l a curva g aussiana
del T L D -1 p a ra tre s d iferen tes v alores del p arám etro Xo (s n
lo s tr e s caso s, AX = 5 nm ).
360

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Estas observaciones se corroboran con las obtenidas por otro dosímetro (a -
A I203) centrado a longitudes de onda de menor energía (285-295 nm) en la
frontera entre el UV-C y UV-B.
Tendencias en el espesor de la capa de ozono
La figura siguiente muestra que la capa de ozono estratosférico pierde
paulatinamente espesor a un ritmo promedio que se cifra en un 3,8% por
década desde 1979.
Exposure Trend: Action Spectra (% per decade)
■ ■ ■ i ■ i i i ■ i
Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
M o n t h
Los modelos que han logrado reproducir los valores del contenido total de
ozono en las últimas décadas considerando las variaciones conocidas de la
irradiancia ultravioleta y la composición de la atmósfera, predice una lenta
recuperación hasta recuperar el espesor de ozono de 1979 entorno al año
2020.
361

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Tendencias en la concentración de ozono troposférico
Las predicciones de los modelos globales indican un aumento del ozono
troposférico durante el siglo XXI. Los valores esperados en las proximidades de
la superficie para el 2030 varían según los escenarios considerados con
incrementos de la concentración de ozono entre 2 y 7 ppb (Prather M, et al
2003).
Uno de los responsables de este incremento en el ozono troposférico es la
emisión de precursores (hidrocarburos, NOx, CO) por parte del tráfico de
vehículos. Se estima que el tráfico rodado es el responsable de un aumento en
el ozono sobre la superficie del 5 al 15% en verano, en latitudes medias del HN
(Granier y Brasseur 2003). La influencia del tráfico rodado por calles y
carreteras también se percibirá en el aumento del ozono en la alta troposfera
en donde su impacto será comparable al generado por la circulación aérea.
También existe acuerdo sobre el impacto debido al transporte a larga distancia
(intercontinental) y como éste afecta significativamente a las concentraciones
de ozono troposférico en la atmósfera limpia en centroeuropa así como en las
concentraciones que se encuentran en las masas de aire contaminadas por
ozono que se generen fotoquímicamente (Naja et al 2003).
16.6 Bibliografía
Córdoba C. "La radiación ultravioleta solar: Métodos de medida y su relación
con la capa de ozono". Tesis doctoral. Universidad Autónoma de Madrid. 1998.
Crutzen P.J. “Global Problems of Atm ospheric Chemistry - The Story of M an's
Impact on Atmospheric Ozone” en D. Móller (ed) Atmospheric Environmental
Research. Springer. Berlín. 1999.
Parisi A.V; Kimlin M.G, Wong J.C.F , Wilson M. “ Diffuse component of the solar
ultraviolet radiation ¡n tree shade”.
Komhyr W.D, Electrochemical concentration cells fo rg a s analysis. Annales de
Geophysique, 25, 203-210 (1969).
362

DOCUMENTOS DE TRABAJO

PRÁCTICA 1. C O M P O R T A M IE N T O DE LOS GASES
El objetivo de esta práctica es familiarizarse con la ecuación de estado de los
gases, tal como se utiliza en Meteorología, para el cálculo de la densidad de la
atmósfera y la expresión de la concentración de gases trazas en términos
relativos.
En principio, es posible encontrar la materia en estado sólido, líquido y gas, tal
como muestran los diagramas termodinámicos de cambios de fase. La
atmósfera tuvo que llegar a tener 6 mb de presión, antes de poder tener agua
líquida coexistiendo con el vapor de agua. En el diagrama de fases del agua se
comprueba que por debajo de 600 Pa sólo puede haber hielo y vapor de agua.
En la atmósfera rara vez nos encontramos con el gas confinado en un volumen
V determinado, por lo que se utiliza en su lugar la masa de gas por unidad de
volumen. Como un mol (unidad de cantidad de materia que corresponde al
número de Avogadro, 6,023-1023 partículas, átomos o moléculas) de cualquier
gas a la misma presión y temperatura ocupa el mismo volumen, es importante
saber calcular la masa de un mol de una mezcla de gases a partir de la
composición del gas y de las masas molares de cada uno de los
constituyentes.
La ecuación de estado de los gases ideales se cumple para todos los gases
que no estén en condiciones de densidades muy bajas o de presiones muy
altas. Es decir, la ecuación de estado tiene validez en toda la atmósfera salvo
en la Termosfera por ser allí la densidad muy pequeña.
Introducción
El aire y los gases atmosféricos se comportan como un gas ideal. Existe una
relación precisa entre la presión, la temperatura y el volumen que ocupa un gas
ideal. Para un mol de un gas ideal.
p • V = Rs • T ; Rs = 8,3 J/K • m ol; Rs constante universal de los gases
para un gas de masa molecular M (en gramos/mol), la ecuación de los gases
adopta la forma
p = p- R ■T donde R = 103 ■Rs/M y
p es la densidad
En una mezcla de gases, las ecuaciones anteriores se cumplen para cada uno
de los gases de la mezcla. Si M¡ es la masa molecular de un componente y x¡ la
masa específica ( kg/m3 dividido por la densidad total o tanto por uno en kilos)
R = I x¡ • R¡ ; M = 1/(X xi/Mi) ; p ■R ■T = ( I p¡ • Ri) ■T
3ó5
r

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Estas relaciones pueden deducirse de las definiciones de fracción molar,
presión parcial y la ecuación de estado de los gases. (V volumen en m3 , p¡en
kg/ m3; m¡ en Kg; n¡ moles; m¡=-prV
xi = p¡/ p; P =Z P¡ = p¡ • R¡ * T ; p • R = Z p¡ • R ¡; R = Z p¡ /r • R¡
Z xi/Mi = Z p¡ /p- 1 /Mi = 1/p- Zp¡ /Mi = 1/p- Z mi/V ■1/Mi = 1/p • V ; Z ni = n/p- V ;
(Z xi/M i)'1 = p • V/n = m/n = M.
El aire seco se comporta como un único gas ideal con una constante de gases
R = 287 J • K ’1 • kg '1 y masa molecular 29.0 gr/mol.
La presencia de vapor de agua con su baja masa molecular (18 gr/mol) reduce
la densidad del aire húmedo por debajo de la del aire seco a la misma presión y
temperatura. Esta diferencia de densidades resulta significativa al considerar
los pequeños cambios en el empuje hidrostático típicos de la convección en los
cúmulos.
Ejercicio 1. Utilizando la ecuación de estado, hacer una estimación de la
densidad del aire a temperatura ambiente ( 20 °C) y presión atmosférica a nivel
del mar (105 Pa).
En la ecuación de estado de los gases ideales, el cociente entre el número de
moles y el volumen lo transformamos en el cociente entre la densidad y la
masa m olecular del gas (aire 29 • 1CT3 kg/mol)
p-V-n-R-T; n/V - m/M- 1/V = p / M ; p=p/M-R-T;
105 • 29 • 10~3
p - --------------------------------------------------- - 1 .1 9 kg/m3
8.3 ■ 293
Ejercicio 2. Utilizar la ecuación de estado para el aire seco para calcular la
densidad del aire en la cima del Everest en un dia en que la presión es 313
mbar y T=-38.5°C.
3 1 3 -K fP a • 29-1CT3 kg/mol
p= p ■M /R ■T ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------ =0.46 kg/m3
8.3 j/k - m ol ■234.5 K
Ejercicio 3. Supongamos que la densidad específica máxima del ozono es
10~5 , a una altura de 32 km sobre el nivel del mar. Usando un valor razonable
de la densidad del aire en esa zona (aproximadamente 2 órdenes de magnitud
inferior al valor sobre la superficie), encontrar la densidad y la concentración
relativa del ozono en (g/m3 y ppb).
366

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
pod/paire = 10~5 ; po3= 1C T5■1C T2' 1.2 kg/m3 = 1.2-1CT7 kg/m3
de 0 3por volumen de aire = 6.05 ppm.
Ejercicio 4. La concentración de gases traza o contaminantes se suele indicar
en g-m- 3 ; nPa =10-9 Pa, de presión parcial; o partes por millón (ppm 10~6) o
por billón (ppb 10'9) en volumen. Cálcular la densidad de ozono en un lugar
donde su concentración es de 5 ppb a una atmósfera.
1g 03/48g/mol
1g/m3 = ---------------------- =
1.2Hfg/29g/m ol
5.03-1CT4 => 1g Os/m3 = 503 ppm
5 ppb
5ppb = > ---------------------- = 9.94- 1 0 '6 g/m3 ;
503 ppm/g/m3
poz~ 9.94 ■ 10 '6 g/m3
b) P 03 = po3 ■R 03 ’ T ; Paire = p - Ra ■T ; dividiendo una presión parcial por la
otra se obtiene un valor que depende de las masas moleculares y las
densidades
Pos/Paire = 10~5 ■ 29g/mol/48g/mol = 3.02- 10 ’9;
P03 =3.02- 10 '9 105 Pa = 3.02 ■ 10~4 Pa
suponemos Paire = 105 Pa
Ejercicio 5. Calcular la concentración de S 0 2 en ppm cuando su densidad
absoluta es de 160 pg/m3. (Masa molecular dióxido de azufre 64 g/mol)
160■ 10'6/64g/mol
160 • 10 ’6g/m3 =------------------------------= 6.05 • 10’8 = 60.5 ppb.
1.2-103/29g/mol
367

PRÁCTICA 2. LOS S O N D E O S A E R O L Ó G IC O S .
D ISTR IBUCIÓ N VERTICAL DEL O Z O N O Y O TR O S GASES
TRAZA
Objetivos
1. Representar en un diagrama aerológico o en una hoja de cálculo, los
datos de presión (descendente) y temperatura de un sondeo específico
(localidad, fecha, hora).
2. Indicar la existencia de inversiones térmicas. Identificar la presión y la
altura a la que está la tropopausa.
3. Representar la velocidad del viento y la concentración de ozono con la
altura. Describir los cambios observados en ambos parámetros con la
altura.
Introducción
El primer intento registrado de medir la variación de la temperatura del aire con
la altura que nos consta ocurrió en Escocia en julio 1749, cuando izaron
simultáneamente 6 cometas de papel provistas de una serie de termómetros
ensartados de modo que se desprendían a determinadas alturas sin romperse
al caer al suelo. De esta forma obtuvieron el perfil de temperaturas hasta cerca
de 60 metros de altura. En 1804, Gay-Lussac y otros subieron en globo hasta
7000 metros midiendo la presión y temperatura del aire. Hasta entonces los
datos atmosféricos de mayor altura fueron registrados por A.-Hum bolt en las
cumbres del Chimborazo (6.000 m), volcán situado 1o 28'S a 150 km de Quito.
Los sondeos aerológicos con globo empezaron a proporcionar información
sobre la presión, la humedad y la temperatura a distintos niveles de una masa
de aire a partir de 1930. Los sondeos aerológicos hoy siguen jugando el papel
de control de calidad de los valores de esos parámetros proporcionados por los
satélites. En los años 70 (siglo XX) comenzaron a añadirse instrumentos
portátiles y livianos para medir concentraciones de gases utilizando celdas
electroquímicas como la que describiremos para medir el ozono.
Goddard lanzó los primeros cohetes a la atmósfera en 1929 que incluían un
barómetro y un termómetro. En 1960 comienza a funcionar el primer satélite
meteorológico TIROS - I (Televisión and Infrared Observation Satellite). A
comienzos de la última década del siglo XX, la estructura vertical de la
temperatura y la humedad de la atmósfera es obtenida mediante los sensores
de los satélites.
369

D O C UM EN TO S DE TRABAJO
Tipos de Sondas
Sondas Cautivas: Pueden seManzadas por plataformas móviles que disponen
de un alargado cable que permite recuperar el globo y los instrumentos.
Alcanzan alturas de hasta 1500 m y se utilizan sobre todo para explorar las
características físicas de la capa de mezcla, así como las concentraciones de
algunos contaminantes. Si existe viento apreciable en superficie pueden ser
peligrosas de uso.
Sondas libres: Transmiten parte de la información mediante un em isor de radio
y alcanzan alturas de 20 a 40 km. El seguimiento de la posición de la sonda
con el tiempo permite estimar la dirección y magnitud del viento.
Góndolas: Están provistas de material científico muy caro y muy pesado.
Utilizan tecnología espacial para evitar daños al descender a la superficie una
masa de cerca de 500 kg desde casi 50-80 km hasta el suelo. Dado el tamaño
de estos globos necesitan lugares especiales para lanzarlos.
Mapas Meteorológicos y Sondeos aerológicos
Con el fin de obtener información para elaborar los mapas sinópticos
hemisféricos a diferentes alturas, todas las estaciones de radiosondeo
(aproximadamente 500 en el mundo) lanzan al menos dos sondas para que
lleguen a la tropopausa a las 0000Z y las 1200Z (hora meridiano de Greenwich)
en todo el mundo. Estas sondas son propulsadas por la fuerza ascensional
(diferencia entre el peso del volumen desplazado de aire y el peso del globo y
la instrumentación) que le proporciona un globo de látex lleno de Helio. Este
globo precede a la instrumentación a la que esta unido por un cable de 10 m de
longitud, para no alterar las condiciones de medida con el paso del propio
globo. El globo se dilata como consecuencia de la expansión del gas y
disminuye en espesor hasta alcanzar el límite de resistencia en el, que el globo
explota y cae a tierra enganchado a un paracaídas (con lo que en ocasiones se
pueden reutilizar).
Dentro de una cubierta de poliestireno expandido (aislante para helados) se
sitúan los instrumentos y el emisor de radio. Emergen del mismo la antena y el
termómetro. Casi todos los globos aerológicos de uso meteorológico son
fabricados por la empresa finlandesa Vaisala que además proporciona el
sistema de recepción, interpretación de puntos notables y transmisión portelex.
Estas últimas sondas aerológicas utilizan condensadores eléctricos para medir
la humedad, la presión y la temperatura y están calibradas en fabrica aunque
en ninguna parte figura una descripción de los mismos.
Antes de liberar la sonda se debe ajustar las constantes de calibración e
introducir los parámetros iniciales de cada instrumento en el sistema de
recepción e interpretación comprobando el funcionamiento de cada parte.
Un sistema rotatorio lee periódicamente los datos de temperatura, humedad,
presión y los transmite en la misma secuencia a la estación de radio de partida.
En el computador de la estación están grabados los datos de calibración de
cada uno de los instrumentos así como las ordenadas en el origen
370

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
(temperatura, humedad y presión en el suelo). El software convierte los datos
transmitidos en los valores de las variables meteorológicas y realiza un
preanálisis identificando los llamados puntos notable. Al terminar el sondeo (por
explosión del globo o pérdida de la señal) el computador cifra la información
(partes TTAA y TTBB) y la envía por telex al INM Central que la remite con el
resto de las sondas enviadas, hasta el Centro de Predicción a Medio Plazo en
Reading (Reino Unido), en donde se elaboran los mapas meteorológicos para
esta zona de la Tierra.
La posición de la sonda en cada instante permite calcular su velocidad
(magnitud, dirección y sentido) desde la última medida (aproximadamente cada
2 segundos). La posición inicialmente se obtenía «a ojo» utilizando un
goniómetro para localizar la fuente de emisión de radio. Más tarde se utilizaron
una serie de radares meteorológicos en todo el globo que proporcionaban la
posición del globo en tres dimensiones (estaciones Omega). Los sondeos
actuales van equipados con GPS (Global Position System) en la que la
posición se obtiene por triangulación de la señal con una serie de satélites.
La información transmitida se divide en partes TTAA en la que figuran los
llamados niveles obligatorios o Standard:
Presión Altura aproximada
1000 mb 111 m
850
700
500 mb 5574 m
400
300 mb (Corrientes en chorro)
250
200
150
100 mb 16180
(En la columna de la derecha se señalan las alturas a las que suelen estar las
superficies isobáricas correspondientes en latitudes medias del hemisferio
norte).
Con esta información, procedente de todas las sondas lanzadas a
aproximadamente la misma hora, se ajustan los valores de las predicciones
numéricas para confeccionar los mapas meteorológicos en los distintos niveles
obligatorios.
En los partes TTBB figuran los niveles significativos o notables y se registran
cada vez que cambia alguno de los parámetros fuera de la evolución normal de
los mismos. Con esta información se completa la curva de estado y la de
humedad local de la atmósfera en esa zona.
En nuestra área geográfica, además de los sondeos de Lisboa y Gibraltar y los
que puedan efectuar el Servicio de Meteorología de Cataluña, el INM realiza
sondeos en: La Coruña, Santander, Madrid-Barajas, Palma de Mallorca, Murcia
y Santa Cruz de Tenerife.
371

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
Representación de datos
Los datos de la variación de la temperatura y la temperatura de rocío con la
presión deben representarse en un diagrama aerológico, nosotros utilizaremos
el diagrama de Stüve . Los datos de viento también pueden representarse en
estos diagramas, en el eje de ordenadas (presiones, alturas), utilizando
flechitas que señalen la dirección y sentido, así como la magnitud mediante la
longitud de los segmentos o numéricamente.
La curva de estado T — P (Temperatura-Presión) proporciona el gradiente
ambiental y a partir de ella analizaremos la estabilidad convectiva, la presencia
de inversiones o de superficies frontales y la altura de la tropopausa.
La curva de humedad Td— P (Punto de Rocio-Presión). En el tema 3 vimos
que la humedad específica a la temperatura de medida es igual a la humedad
específica de saturación a la temperatura de rocío q(T) = qs (Td) por lo que la
lectura de la humedad específica de saturación, siguiendo la evolución de la
temperatura de rocío, nos proporciona la humedad específica del aire en cada
altura. (La sonda realmente mide la HR (Humedad Relativa),y el programa de
software calcula Tda partir de la presión y la temperatura).
Con el dato de humedad específica a cada presión se puede estimar el «agua
precipitable», la altura en mm de la columna de agua que se depositaría sobre
un metro cuadrado si toda la humedad de la atmósfera en la vertical del lugar
precipitara.
En la capa situada entre las alturas z2— zi y la unidad de superficie horizontal,
la masa de vapor de agua es, siendo p la densidad del aire:
q ■p ■.(z2— Zi) en gramos por metro cúbico
utilizando la ecuación de equilibrio hidrostático (p2- Pi) = p * g ■(z2 — Zi)
q/g-(P2 — Pl) = magua
si esta masa de agua fuera recogida en un pluviómetro la precipitación por
unidad de superficie valdría h = mw/ pw
Para calcular el agua precipitable se calcula el valor correspondiente a cada
nivel q/g ■.(p2— pi) en el que se pueda considerar a q constante, y se suman
todos los valores.
Las variaciones bruscas en la evolución de la temperatura de rocío son
indicativas de masas de aire de diferentes procedencias. Por ejemplo, cuando
Td se aproxima mucho a T, posiblemente se trate de una nube, el techo de la
nube implica que ambas curvas se separan. Cuando a partir de una
determinada altura la humedad tiende a cero y existe una inversión
posiblemente se trate de una zona de subsidencia.
Los datos de humedad a partir de 10.000 m no se consideran fiables y no se
analizan.
372

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM ATO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Sondas de Ozono
Estas sondas utilizan células electroquímicas de concentración para estimar la
concentración de ozono. Constan de un bloque de teflon con tres agujeros:
cátodo, ánodo y depósito de reserva que mantiene el nivel de electrolito
constante aunque se produzca evaporación.
Los electrodos son de platino y ambas células utilizan Kl con concentraciones
diferentes en la cámara anódica y la catódica. En el puente salino se utiliza
fibra de asbestos para retardar la mezcla de los electrolitos. Ambas células
contienen también una solución tampón NaH2P 0 4 • H20 y KBr. Las reacciones
que tienen lugar son las siguientes:
3 l"(a2) -> l3 ' (a-t) + 2 e ' (oxidación)
l2 (a4) + 2e 2 l‘(a3) (reducción)
3 I" + l2 P 3 + 2 1" (reacción iónica global)
La fuerza electromotriz se calcula por medio de la ecuación de Nernst
(ai)-(a2)2
E = — 0.0591/2 lo g -----------------
(a4)-(a2)3
El dispositivo recién cargado y sin conectar a = (ai)/(a4) = 1.
Una forma de introducir l2 en el cátodo es introducir aire que contenga
oxidante, p.e. ozono
2KI + 0 3 + H20 ----------- 2 KOH + l2 + 0 2
esta reacción produce una corriente i proporcional a la concentración de ozono
ppm (0 3 ) = 43.07 • T/p • F ■i
P = presión en mb, T en K, F flujo del gas en mL/s, i en microamperios.
En la práctica se mide primero la corriente de fondo ia al pasar por el dispositivo
aire sin ozono (al haberle hecho pasar por un tubo con carbón activo que
descompone las moléculas de ozono). Esta corriente de fondo se debe al
oxígeno y suele ser menor que 0.2 microamperios:
la corriente debida al ozono i = iobs — ¡a
(W.D. Komhyr, Electrochemical concentration cells for gas analysis. Annales de
Geophysique, 25, 203-210 (1969).
373

/
PRACTICA 3. IN TENSID AD SOLAR EN SUPERFICIE
Objetivos
1. Elaborar un programa de hoja de cálculo que nos permita calcular para
una latitud y día del año: la hora del amanecer y el atardecer, horas la
insolación solar, la intensidad de la radiación solar para una atmósfera
transparente.
2. Efectuar los mismos cálculos para una superficie que tiene cierta
pendiente respecto al plano normal a la superficie. Estimar el número de
horas de Sol locales en función de la topografía del terreno.
Introducción. Determinación del ángulo cenital
El plano que contiene al Sol y al eje polar de la Tierra determina sobre la
superficie de la Tierra un círculo. En la parte del círculo frente al Sol es de día,
mientras que la parte situada del otro lado de la Tierra es de noche.
Se llama declinación 5 a la latitud en la cuál el Sol está en el cénit a mediodía.
La declinación solar marca la posición instantánea del Sol con respecto al
plano del ecuador celeste. En 24 horas, la declinación solar cambia en un
máximo de 1/2°.
*
a = N • 2ti;/365,24; 2tt radianes, ángulo total de la eclíptica; N/365,24 fracción
del año transcurrido.
Aplicando la regla de los senos sobre una esfera, en el triángulo yAS
Sena/sen90°= sen5/sen£ ; sen 8 = sen e sen (N • 2tt/365,24)
375

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Cálculo de la intensidad solar sin atenuación
La insolación en un punto de la Tierra , Id, es la cantidad de energía por unidad
de área sobre una superficie horizontal tangente a la bóveda de la atmósfera,
por segundo. Para calcular este valor, es necesario evaluar el coseno del
ángulo que forman los rayos solares con la normal a esa superficie.
I = lo • COS0
Donde l0 es la irradiancia solar perpendicular a la esfera terrestre.
La dirección del Sol viene dada por el vector MA:
MA = R • sen 5 ei + R • eos 5 e2
El punto D, situado en el paralelo de latitud X, tiene una rotación diaria, cuya
velocidad angular es de
co = 271/(24*60*60) rad/s = 7,292 • 10 '5 rad/s
El cénit local vendrá dado por la dirección MD:
MD = R • cos(ti/2 — X) • e i + R • sen(7t/2 — X) • (e2 ■ coscot + e3 sen cot)
MD = R ■[sen A, e-i + eos X • (e2 • eos cot + e3 sen cot)
El coseno del ángulo podemos calcularlo efectuando el producto escalar de los
vectores MA y MD dividiendo el resultado por el producto de los módulos de
ambos vectores.
MA-MD
eos 0 = ----------------- = sen X sen 5+ eos X eos 8 eos cot
| MA| • | MD |
en esta fórmula t = 0 a mediodía.
I = lp ■(senA, • sen5 + eos X • eos 5 • coscot)______________________________ ___
376

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM ATO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Las horas correspondientes al amanecer (-T) y el atardecer (+T) solar se
pueden obtener de la fórmula anterior cuando 0 = nl2, eos 0 = 0. Para
determinar la posición del Sol respecto a una superficie inclinada es necesario
determinar el ángulo p de la superficie con respecto a la horizontal y su
orientación en relación con el meridiano local.
I = lo ■cos0 = l0 (sen5 sen(A, — (3 )+ cos8 • cos(A, — p) ■eos cot)
3 77

PRÁCTICA 4. ANÁLISIS DEL SONDEO AEROLÓGICO PARA ESTUDIAR
LA DILUCIÓN LOCAL DE CONTAMINANTES
Evolución de la capa límite planetaria
Objetivos
1. Analizar el gradiente ambiental entre cada par de puntos significativos
de un sondeo aerológico y determinar si la atmosfera en ese segmento
es convectivamente estable o inestable.
2. Indicar la suerte mas probable de un contaminante emitido en esa capa
en las próximas horas (6 horas), considerando la estructura térmica de la
capa de mezcla al paso de la sonda y su evolución más probable con el
transcurso del día.
Introducción
El ciclo diario de calentamiento radiativo provoca un ciclo de flujos de calor
sensible y calor latente entre el aire y el suelo. Estos flujos no afectan
directamente a toda la atmósfera. Los flujos están confinados a una delgada
capa de la troposfrea en contacto con la superficie.
Esta capa se denomina Capa Límite Planetaria y experimenta un ciclo
diario de variación de temperatura, humedad , viento , y concentración de
contaminantes.
La Capa Límite Planetaria
La circulación de los fluidos confinados mediante una superficie se estima
resolviendo las ecuaciones de movimiento hasta una cierta distancia de la
superficie. A partir de esa distancia aparece una singularidad ya que la capa de
fluido en contacto con la superficie tiene una velocidad relativa nula con
respecto al suelo.
Vivimos en la llamada capa límite planetaria en donde reproducen los
conocidos ciclos diarios de flujos de energía térmica entre el suelo y la
atmósfera. La capa límite planetaria experimenta ciclos diurnos de cambios de
temperatura , humedad, viento , y contaminación, así como de turbulencia que
determina en gran medida la naturaleza de la capa límite planetaria. Estas
variaciones en los parámetros atmosféricos no son detectables en el resto de la
atmósfera.
La estabilidad convectiva controla la formación de la capa límite planetaria y
afecta a la estructura vertical’de los vientos y a la temperatura en esa capa. En
ausencia de otras fuerzas, si la capa límite es convectivamente estable la
circulación del aire es laminar, en primera aproximación. Si existe inestabilidad
convectiva la circulación es turbulenta.
379

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Debido al ciclo diario de enfriamiento y calentamiento radiativo del suelo en la
capa límite existe un ciclo diario en la estabilidad convectiva. “Grosso modo” la
variación de la estabilidad se puede describir así:-
Ciclo diario de la estabilidad convectiva en la Capa Límite
Cuando el suelo está más caliente que el aire que tiene encima, el aire pegado
al suelo es inestable. Esta situación es típica de los dias con fuerte insolación y
también puede encontrarse cuando existe advección de aire frío ( a menos
temperatura que el suelo) ya sea de día o de noche. En condiciones de
inestabilidad convectiva las circulaciones 'térm icas' se elevan de la superficie
hasta alturas de 1 a 4 km, existiendo una turbulencia vigorosa en esas capas.
10 junio 1983 Lawton,
7 junio 8 jum o 9 jum o Qklahoma
Si las capas de aire son estables, típico de las noches de buen tiempo y cielo
despejado o cuando el aire cálido invade (de dia o de noche) la superficie,
existe una turbulencia débil o nula en las capas adyacentes al suelo. Estas
capas de aire estable tienen escasa profundidad (de 20 a 500 m) comparado
con el espesor de la capa inestable diurna.
Entre esos dos extremo se encuentra la estabilidad convectiva neutra con
vientos de moderados a fuertes y un enfriamiento y calentamiento de la
atmósfera desde el suelo, pequeño. Ocurre típicamente con cielos cubierto o
con mal tiempo.
Formación de la Capa Límite Planetaria
La Capa Límite se encuentra homogenizada debido a la mezcla efectiva que
produce la turbulencia. Se mezcla aire con temperatura potencial elevada
procedente de la parte superior de la capa límite planetaria con aire de menor
temperatura potencial procedente de las capas mas próximas al suelo. Cuando
la turbulencia es muy vigorosa se denomina Capa de Mezcla a la capa límite.
380

APUNTES DE M ETEO R O LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
© Temperatura potencial (°C)
Por encima de la capa de mezcla, el aire no se ve alterado por la
turbulencia y se denomina atmósfera libre.
Cuando una masa de aire M se traslada, el espesor de la capa
límite va cambiando 'viento abajo'.
h= z¡
r
M ->
M - »
C
El espesor de la capa límite dinámica (túnel de viento) h, crece
proporcionalmente a la distancia elevada a 0,5 de la distancia x a un obstáculo
(Figura A).
381

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
En un plano en rotación (como la superficie de la Tierra), la profundidad
máxima de la capa límite es proporcional a la razón entre la velocidad de
fricción (wind drag) u* y la rotación de la superficie (fc parámetro de Coriolis)
(Figura B).
La inversión a una altura z¡ limita la capa límite planetaria y la circulación de
torbellinos a un espesor entre 200 m y 4 km (Figura C).
Forzamiento Sinóptico de la Capa Límite
Los sistemas atmosféricos sinópticos modulan la capa límite planetaria. En el
HN los vientos de la capa límite circulan según las agujas del reloj y divergen
de las zonas de alta presión, y circulan en sentido ciclónico convergiendo en
las zonas de baja presión.
La divergencia del aire traslada aire de la CL horizontalmente alejándolo del
centro de alta presión produciéndose subsidencia del aire desde la atmósfera
libre, sin embargo este proceso no da lugar a que el aire de la atmósfera libre
penetre en la capa limite debido a la fuerte inversión térmica que costituye el
techo de esta capa. La subsidencia provoca sin embargo que la inversión se
acerque más al suelo dando lugar a una capa límite de menor espesor,
atrapando contaminantes, disminuyendo la circulación y dando lugar a
episodios de contaminación.
La convergencia de aire en las depresiones a menudo es tan fuerte que la capa
de inversión se eleva de altura o en ocasiones desaparece. Esto da lugar a que
el aire de la capa límite se mezcle en todo el espesor de la troposfera por las
nubes y las tormentas . La contaminación se reduce sensiblemente.
Tropopausa
Corrientes
aseen lente
r
C- divergencia ->
Alta presión
-> convergencia
Baja presión
En los sistemas de baja presión a menudo es difícil de definir la posición de la
inversión que da lugar a la CLP por lo que los especialistas en la capa límite
analizan el aire por debajo de la capa de nubes.

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Estructura y Evolución diaria de la C.L.
(Comportamiento de la capa límite en situaciones de buen tiempo (altas
presiones relativas).
Durante el día existe una capa de mezcla convectivamente inestable; durante
la noche se forma una capa límite estable por debajo de una capa
convectivamente estable conocida como capa residual. Esta capa límite
residual contiene la contaminación y humedad de la capa de mezcla de horas
precedentes y no es muy turbulenta.
Variación usual de la temperatura, temperatura potencial, humedad
específica y magnitud de la velocidad del viento con la altura en la
Capa Límite. Contraste día (3 p.m ) y noche (3 a.m)
A los primeros 20 a 200 m de la capa límite se le denomina capa superficial en
donde el rozamiento con el suelo, la conducción de energía térmica y la
evaporación de la superficie produce cambios importantes con la altura de la
velocidad del viento, temperatura, humedad. Sin embargo, en la capa
superficial los flujos turbulentos son relativamente uniformes con la altura por lo
que esta capa se llama también capa de flujo constante.
3 8 3

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Enfriamiento y calentamiento acumulado en la capa límite
Noches claras
Q a “ F h ,noche" t < 0
Enfriamiento acumulado por m2 cuando ha pasado un tiempo t desde el inicio.
De día
D duración de la insolación
Fmax valor mas elevado del flujo
Calentamiento acumulado de dia QA = 1/tt -Fmax D (1 —eos ttí/D)
Fh = Fmax ■sen (ttí/D)
Qak = JY=o FH-dt' = FH,max JY=o sen (nt'/D ) d t' ( f sen ax dx = - 1/a-cos ax )
QaK = - FH,max-D/u COS (H*t/D) | o = - FH,max"D/TT ( COS (iTt/D) - COS 0)
Qak = FH,max"D/TT ( 1 - COS (TTt/D))
En la EZ se incorpora a la capa de mezcla aire de la atmósfera libre dando
lugar a un aumento del espesor de la capa límite de mezcla. La EZ actúa como
una válvula unidireccional.
De noche, en la capa residual no se produce enfriamiento provocado por el
suelo por lo que mantiene el gradiente ambiental de la capa de mezcla del dia
anterior (horas precedentes).
Viento en la Capa Límite
En la capa límite el viento es subgeostrófico debido al rozamiento y al freno de
la turbulencia. La turbulencia mezcla continuamente aire lento procedente de
las proximidades del suelo con aire más rápido del resto de la capa límite, lo
que provoca que la capa límite experimente un freno debido a la existencia de
la superficie, dando lugar a una velocidad media en la capa límite.
384

APUNTES DE M ETEO RO LO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
9 a.m. Delgada capa de mezcla vertical de unos 300 m en el ejemplo. El viento
cerca de superficie es nulo.
3 p.m. Al progresar el día aumenta la capa de mezcla. Los vientos cerca de la
superficie siguen siendo moderados al actuar la turbulencia que mezcla.
9 p.m Disminuye la turbulencia, menor freno sobre el viento en superficie. El
aire en la mitad de la capa límite deja de sentir la turbulencia y se acelera.
3 a.m. Los vientos a unos centenares de metros pueden ser supergeostróficos
aún en el caso en que exista calma en superficie. Tras el am anecer la
turbulencia volverá a provocar otra vez mezcla vertical.
Midiendo en torres de distintas alturas se constata que por debajo de 20 m los
vientos suelen estar mas encalmados de noche y aumentan de velocidad de
día. Lo contrario es cierto por encima de los 100 m, en donde los vientos
reducen su magnitud por la mezcla turbulenta pero aumenta de magnitud de
noche al decaer la turbulencia.
En la capa superficial el perfil de velocidad del viento con la altura se ajusta a
una relación logarítmica. En la capa radix (RL) que es el 20% inferior de la capa
convectiva inestable de la capa límite, los vientos tienen una relación
exponencial con la altura. En la capa Radix el viento es de m ayor magnitud
(que en la situación convectivamente estable) pero menores vientos en altura.
385

PRACTICA 5. ANÁLISIS DEL V IE N T O Y DEL TRANSPORTE DE
C O N T A M IN A N T E S A LARGA D ISTANCIA
Objetivos
1. Estimar el vector viento en superficie utilizando los mapas
meteorológicos en superficie.
2. Estimar el vector viento en altura utilizando los mapas meteorológicos en
las superficies de 850 mb y 700 mb.
3. Establecer una posible retrotrayectoria de los contaminantes que llegan
a una zona en un momento determinado.
Metodología propuesta
Utilizando el mapa del Boletín del INM, calcular la velocidad del viento a mil
metros sobre la superficie de la zona de interés.
Para ello, medimos la distancia más corta entre dos isóbaras pasando por la
localidad. Calculamos el valor de 'f de Coriolis' para esa latitud. Calculamos el
valor, la dirección y el sentido del viento geostrófico. Este es el viento
esperado, en primera aproximación, en la atmósfera libre.
Si nos acercamos al suelo, irá aumentando la fricción, siguiendo la magnitud y
dirección del viento: la espiral de Ekman. Tenemos que disminuir la magnitud
del viento y el ángulo que forma las isóbaras con la dirección del viento en la
capa límite planetaria, de modo que al llegar al suelo , su magnitud sea un 70%
menor (sobre los continentes) a 80% inferior (sobre los océanos) que el valor
geostrófico calculado. El ángulo final deberá ser 30° sobre los continentes y
20 0 sobre el océano, con el sentido hacia la isóbara de menor presión. Este es
el valor del viento que podemos estimar utilizando los mapas meteorológicos y
nuestros conocimientos.
Los mapa de superficie indican el sistema de presiones a nivel del mar, por lo
que si queremos mejorar la estimación debemos acercarnos al viento
geostrófico real a la altura sobre el nivel del mar a que se encuentra la localidad
de interés. Para ello utilizamos la ecuación del viento térmico (que se describe
más adelante) y los valores del viento geostrófico del mapa meteorológico
disponible de una altura inferior y de una altura inmediatamente superior a la
localidad, asi como el gradiente de temperatura existente. Esta es una mejor
aproximación a lo que consideramos el viento geostrófico real para esa
localidad geográfica. Para estimar la velocidad del viento a distintas alturas de
la capa límite tenemos que aplicar las correccciones que se han mencionado
antes.
Para establecer la retrotrayectoria de los contaminantes, iniciamos el cálculo de
la posición (localidad geográfica) en cada momento (tiempo) con los mapas
meteorológicos más próximos en altura y tiempo de nuestra posición y hora de
387

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
llegada de los contaminantes, que constituirá el punto final de la
retrotrayectoria. Estimamos la distancia recorrida durante las últimas horas
(hasta el momento temporal del anterior mapa .meteorológico disponible) y
retrocedemos sobre el mapa geográfico esa distancia siguiendo una línea
paralela a las isóbaras (atmósfera libre, circulación sin fricción) en el mapa
meteorológico. Situamos un nuevo punto geográfico y hora(dia) en la
retrotrayectoria. Con el intervalo temporal que dispongamos de mapas
meteorológicos, podemos trazar una serie de puntos que nos indiquen una
probable trayectoria.
Atribuir una hora y una localidad de incorporación de los contaminantes a la
masa de aire, exigirá que todo el proceso cumpla las leyes de la física del aire
que hemos estudiado. El dia y hora de salida de los contaminantes debe
coincidir con convergencia o atmósfera convectivamente inestable en
superficie, y la hora y localidad de llegada de los contaminantes debe
responder a una situación de divergencia o subsidencia de la atmósfera desde
la capa en que suponemos que viajaban los contaminantes hasta el suelo.
En algún lugar de la WEB se podrá encontrar mapas de vorticidad, conectado
(como veremos en los siguientes párrafos) con la ascedencia y divergencia de
las capas de aire, y con la rotación de la masa de aire respecto a un eje normal
a la superficie. Conocer el valor de la vorticidad en la retrotrayectoria, nos
permitirá comprobar si la hipótesis de alturas por las que han viajado los
contaminantes es o no sostenible.
Vorticidad
La vorticidad es una medida de la rotación de una parcela de aire alrededor de
un eje que pasa por ella y por el centro de la Tierra. Conecta los cambios en la
distancia de las velocidades horizontales con cambios en la rotación de las
masas de aire. Su valor se calcula a partir de la variación de la velocidad con la
distancia,
rot V =£. (producto vectorial entre el oprerador gradiente y el vector velocidad)
La componente vertical, la principal a tener en consideración (dado que las
componentes horizontales de la velocidad son 100 veces mayores que las
verticales y son estas las que forman parte de la componente vertical del
rotacional), se calcula restando a la tasa de variación de la velocidad meridiana
con la distancia siguiendo un paralelo, Av/Ax, la tasa de variación de la
velocidad zonal a medida que se sube por el meridiano hasta el polo, Au/Ay.
= Av/Ax — Au/Ay
Por ejemplo, supongamos un flujo ciclónico con un radio de curvatura R =
1000 km, y una velocidad tangencial de circulación de la masa de aire de v =
10 m/s describiendo una circunferencia. Las tasas de variación de las
velocidades valdrán:
Av/Ax = 20 m/s/2000km ; Au/Ay = - 20 m/s/2000 km;
388

A P U N T E S DE M E T E O R O L O G Í A Y C L IM A T O L O G ÍA PARA EL M E D IO A M B IE N T E
y la vorticidad = 2 ■10~5 s ~ 1.
El movimiento en dirección. contraria a las agujas del reloj en el hemisferio
norte, tiene una vorticidad positiva.
La vorticidad en la atmósfera aparece de dos formas distintas:
Vorticidad
ciclónica
Vorticidad
anticiclónica
a) Cuando la trayectoria es curva (el flujo alrededor de un anticiclón o dorsal
tiene vorticidad negativa, el flujo alrededor de un ciclón o una vaguada tiene
vorticidad positiva).
b) cuando existe un cambio horizontal en la magnitud del viento, cizalladura
- del viento.
En la siguiente figura se ha representado una sección de la troposfera en la
que aparece la corriente en chorro, con un núcleo donde la velocidad es
máxima. Todo el flujo es del oeste por lo que la única vorticidad aparece por un
cambio de la magnitud de la velocidad en una dirección perpendicular al viento
(Figura Distribución de velocidades en el Chorro).

D O C UM ENTO S DE TRABAJO
Al norte de la corriente en chorro esquematizada en el dibujo anterior, la
velocidad del viento pasa de 140 nudos a 80 nudos en 500 km, originando una
vorticidad de 6-10'5 s"1. Al sur del máximo de velocidad, u aumenta en la
dirección positiva del eje y (meridiana, + hacia el N), desde 40 m/s a 70 m/s en
500 km, dando lugar a una vorticidad de -6-10'5 s'\
De esta forma , como veremos más adelante , la Corriente en Chorro controla
en el mapa sinóptico las zonas con convergencia y las zonas con subsidencia
en superficie.
Para explorar un poco más la utilidad del concepto de vorticidad, analizaremos
el caso de una gran masa de aire girando entorno a un eje a una velocidad
angular de co radianes/segundo que al elevarse de altura se expande (la masa
de aire se expande adiabáticamente al encontrarse con menos presión) en una
dirección perpendicular al eje de giro (Figura evolución de la vorticidad con las
expansiones y compresiones).
d*-
Como no hay pares de fuerza (salvo el producido por el rozamiento con el
suelo) aplicados sobre esa masa de aire el momento angular se conserva,
como ahora ha aumentado el radio de giro, la velocidad de rotación disminuye.
Este esquema podría representar una borrasca (movimiento ciclónico vigoroso)
que al sobrepasar unas montañas disminuye de actividad (movimiento
ciclónico, y por tanto convergencia, más atenuada) para volver a aparecer más
vigorosa al volver a bajar de altura (aumento de la convergencia del aire por
aumentar la velocidad de rotación ciclónica).
Para estimar cuantitativamente tenemos en cuenta las siguientes definiciones:
Vorticidad = 2co
Divergencia: el doble de la tasa de variación del radio del cilindro hipotético que
contiene a la masa de aire que gira en el tiempo, expresado en tantos por uno.
D = 2/r • dr/dt
La vorticidad y la divergencia están relacionadas, como se comprueba a
continuación:
390

APUNTES DE M ETEO RO LOG ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Si r es el radio de giro, la conservación del momento angular exige que r2co = cte.
(El momento angular es el producto de dos parámetros uno que depende del
cuerpo que gira, momento de inercia I = m • r2, y otro que es la velocidad
angular del giro. Como suponemos que la masa de aire no aumenta ni
disminuye r2© = cte).
Una masa circular que se ensancha (diverge) dr/dt > 0
d/dt (r2©) = 0
r2 • d©/dt + © ■d/dtfr2) = r2 ■d©/dt + 2 © r (dr/dt) = 0
despejando la variación temporal de la velocidad angular d©/dt = — 2©/r •
(dr/dt) teniendo en cuenta la definición utilizada de divergencia
dffl/dt = — © • D ;
justificaremos la expresión utilizada para D a partir de la noción de divergencia
como masas de aire que alejan de un centro. Ahora consideramos la variación
de la velocidad zonal entre los extremos de un segmento en el paralelo y
sumamos la contribución de la variación de la velocidad meridiana con la
distancia norte-sur.
A partir del esquema de la figura anterior podemos evaluar el valor de la
divergencia,
D = Av/Ax + Au/Ay ;
dr/dt -(-dr/dt) 2 -dr/dt
Av/Ax = ---------------------------- = -----------------= 1/r • dr/dt = Au/Ay
r+r
2r
el valor de Au/Ay lo obtendríamos con los mismos argumentos derivándose el
mismo resultado: la variación en el tiempo del radio en tantos por uno (Ar/r).
D = 2/r ■dr/dt
Hasta aquí la contribución de la masa de aire girando alrededor de un eje.
Cuando las masas de aire recorren el mapa a nivel sinóptico debemos añadir a
esta contribución la correspondiente al giro de la Tierra (la velocidad angular a
la latitud A es Q senA = f)
d/dt (© + Q. senA) = — (© + Q senA) ■D
Al doble de la velocidad angular local, 2io se le llama vorticidad. Si el
movimiento es ciclónico la vorticidad es positiva y si el movimiento es
anticiclónico la vorticidad es negativa.
391

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
d/dt (5+ f) = — (^ + f) • D ; a la suma £ + f se le llama vorticidad absoluta.
Desde el punto de vista teórico se puede demostrar que si ‘d’ es el espesor de
una masa de aire entonces -
(5+ f)/d = cte.
En el mapa sinóptico las masas de aire al acercarse a los polos aumentan su
vorticidad planetaria lo que altera su vorticidad local (velocidad de giro respecto
a la vertical del lugar)
La ecuación de la vorticidad
5= rot V
Para un fluido con movimiento de rotación uniforme (girando como un cuerpo
sólido) con velocidad angular ü , la velocidad lineal viene dada por
V= QxR
Rot V = rot (QxR)= 2 Q
La vorticidad es dos veces la velocidad angular.
Un sistema de referencia inercial que no rote, la vorticidad de un fluido se
denomina vorticidad absoluta y es el rotacional de la velocidad absoluta t,a = rot
(V+QxR). La componente vertical:
■n = f + £,
Si consideramos un viento geostrófico y despreciamos las derivadas de f
y] = 1/(p*f) Vp+ f ; como rot(k-xgrad p) = k div-grad p = k- Vp ; V laplaciana,
q = g/f-Vz + f ; donde z es la altura.
La ecuación de vorticidad proporciona la variación temporal de £, , que
podemos obtener aplicando el rotacional a las ecuaciones de Naviers-Stokes
d/dt V = - 2 QxV - 1/p grad p - grad cp + F
d/dt = (^a-grad)V - div V - (grad 1/p) x (grad p) + rot F
Primer término: variaciones de la velocidad a lo largo de una línea de corriente
del vórtice (tipping or stretching term).
Segundo término: (la divergencia) cambios en la vorticidad debidos al cambio
de la densidad del fluido. Si div V > 0, el fluido se expande, resultando en una
disminución de la vorticidad absoluta debido a la conservación del momento
angular. De forma similar, si div V < 0 el elemento de fluido se contrae dando
lugar a un incremento de la vorticidad.
392

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Tercer término: (el solenoide) sólo existe en condiciones baroclínicas, es decir,
cuando la densidad del fluido no es función única de la presión. Las variaciones
de densidad a lo largo de una superficie isobárica dará lugar a una cizalladura
horizontal del viento y tenderá a producirse un ajuste con movimientos
verticales, generando así rotación o vorticidad.
Para fluidos barotrópicos las superficies isotéricas (igual densidad) son
paralelas a las superficies isobáricas y el término solenoidal es cero.
Finalmente (4o) tenemos la contribución de los efectos difusivos de la fricción a
la variación temporal de la vorticidad.
Para un movimiento horizontal barotrópico (3v/dz=0) y sin rozamiento
d/dt (E, +f) = - (£ +f) div V
si el fluido no es compresible , de modo que div V = - 3u)/3z , la ecuación queda
d/dt (E, +f) = - (£ +f)- 3io/3z.
Vorticidad Potencial
Supongamos que el movimiento es adiabático, toda superficie isentrópica
(entropía constante es equivalente a proceso adiabático) es una superficie
material. El aire contenido entre dos superficies isentrópicas permanece
confinado a la misma capa isentrópica, que puede expandirse y contraerse. El
espesor de esta capa puede evaluarse considerando las diferencias de presión
en las fronteras de esa superficies.
Si combinamos la expresión anterior con la ecuación .de continuidad
div V = - 1/5p • d/dt 5p , obtenemos
1/(fé+f) *d/dt(£ +f) -1/8p d/dt 5p =0
d/dt [(£ +f)/Sp] = 0
Potencial
a la cantidad entre paréntesis se le llama Vorticidad
En un fluido con un movimiento adiabático e incompresible la vorticidad
potencial se conserva.
(£, +f)/ 5p = cte
para un fluido homogéneo (í, +fV 5z = cte
luego la vorticidad potencial es el cociente entre la vorticidad absoluta y el
espesor efectivo del vórtice.
Esta última ecuación ilustra el efecto del estrechamiento o ensanchamiento del
vórtice sobre la vorticidad absoluta. Cuando una columna en rotación
permanece en la misma latitud (f cte) solamente los cambios en la altura de la
393

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
columna pueden afectar a la vorticidad relativa. En el hemisferio norte una
columna que se encoja (subsidencia) está asociada con flujo divergente en los
niveles bajos, que el efecto de Coriolis transforma en una rotación según las
agujas del reloj (vorticidad relativa negativa). El estiramiento vertical de la
columna produce un movimiento hacia el centro a niveles bajos que el efecto
de Coriolis transforma en circulación anti-horaria (vorticidad relativa positiva).
Por ejemplo, el estiramiento vertical del vórtice en el sotavento de las montañas
produce una depresión de sotavento cuando la cadena montañosa se ve
atravesada por los vientos del Oeste.
Las masas de aire al viajar hacia el polo norte incrementa su f, por lo. que
desarrolla una vorticidad relativa negativa para mantener invariante la
vorticidad potencial. De modo similar un desplazamiento hacia el ecuador de
una columna de espesor constante causará el desarrollo de una vorticidad
positiva.
Expresión del viento térmico
Según vimos al tratar el viento geostrófico su magnitud viene dada por
Vg = g/f • ¿Zp/dn, por tanto dos superficies isóbaras situadas a alturas Zpi y Zp2
existiendo una masa de aire con una temperatura media T, se diferenciarán en
su viento geostrófico por la expresión
Vgi = g/f • dZ p-i/dn ;
Vg2 = g/f • <9Zp2/3n
Como P2/P-, = e- 9 ' (Z2" Z1)/R •T
Vg2— Vg-i = g/f • (<9Zp2/dn — <9Zpi/dn)
LnPi/P2 = (z2 — Z1) • g/R • T
(z2 — zi)= R-T/g • LnPi/P2
estimamos ahora como varía el espesor con la distancia horizontal
diferenciando respecto a ‘n’ (longitud horizontal)
dZp2/3n — dZ^/dn = R/g Ln (Pi/P2) • dJIdn
ya que todos los valores son constantes una vez elegidas las superficies
isobáricas
luego Vg2 — Vg! = g/f • (R/g ■Ln(P1/P2) • dT/dn)
podemos sustituir ahora las presiones por las isohispas
(z2 — z-,) • g/T = R ■LnPi/P2 , sustituyendo
Vg2 — Vg-t = g/f • T ■(Zp2 — Zpi) • dT/dn
Vg2 — Vgi g
-----------------= dT/dn
(ZP2- Z P1) f-T
394

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Deducción del término de Coriolis
R= R xi+ R yj+ R zk = R 'xi'+ R 'yj'+ R 'z-k'
d/dt R = d/dt R'x-¡'+ d/dt R'y-j'+ d/dí R'z-k'+ R'x- d/dt i'+R'y- d/dt j'+R'z- d/dt k'
[ d/dt i'=Q-x-R'x ; d/dt \ =Q-x-R'y ; d/dt k'= Q-x-R'z] —> Va = V ' + Q-x-R
d/dt Va = d/dt V'+ Q-x-d/dtR'= d/dt V'+ Q-x-V '= d/dt V'+ Q-x-(V+ Q-x-R)
d/dt Va = d/dt V'+ Q -x -V + Q-x- Q-x-R
d/dt Va = d/dt V + d/dt (Q-x-R) + Q-x-V + Q-x- Q-x-R =
= d/dt V + Q-x- d/dt R + Q-x-V + Q-x- Q-x-R = d/dt V + 2-Q-x-V + Q-x- Q-x-R
aiocai = d/dt Va-2- Q-x-V
g = g ' - Q-x- Q-x-R_________________________________ _______________________
Flujos Turbulentos
El flujo turbulento siempre es disipativo. La tensión de cizalladura realiza
un trabajo de deformación, por ello la energía cinética es transformada
continuamente en energía interna. Para que la turbulencia no se agote
necesita una entrada constante de energía. Esta energía entrante
procede de la conversión de energía potencial (efectos de flotación), de
transferencia directa de energía cinética extraída del flujo promedio, o a
través de una transformación indirecta de remolinos a gran escala que
tiene lugar en un proceso de cascada en la que la energía va pasando a
remolinos de cada vez menor tamaño.
Tasa de variación de la energía cinética turbulenta
p d/dt Kt = S + B - D + T
S: Tasa de formación de energía cinética turbulenta a partir de la
cizalladura del viento promedio
S = - p • lo'-v'd/dz V
B: producción de energía cinética turbulenta a partir de la flotabilidad
B = -w'p'-g
D: Tasa de disipación por viscosidad D = - t d/dz V
T: tasa de transferencia de energía cinética a partir de remolinos en unas
escalas espaciales y temporales no incluidas en Kt .
t se puede medir directamente, t = - pcov'
395

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
La estabilidad de la atmósfera influye poderosamente en el intercambio
vertical de energía y momento, y por tanto en la distribución vertical del
viento en la capa límite planetaria. Para estudiarlo conviene examinar el
número de Richardson, cociente entre la desaparición de energía
cinética turbulenta debida a la flotabilidad (-B) y la producción de energía
cinética turbulenta debida a la cizalladura del flujo (S).
R¡ = -B /S ; R¡ = g/9 • 8/8z 0 1(8/8z V)2
Para valores de Richardson <0 , el flujo es claramente turbulento, para
valores grandes y positivos de R¡ , la turbulencia es débil y tiende a
decaer. Es necesario una gran estabilidad para reducir apreciablemente
la turbulencia con los gradientes de velocidades típicos en las
proximidades de la superficie.
La Turbulencia y los transportes de especies químicas v momento
En el mecanismo físico propuesto por Prandt para la transferencia de
momento, se supone que un remolino mantiene su identidad y características
durante una altura de Y metros llamada longitud de mezcla, desapareciendo e
integrándose en la masa de alrededor al llegar a la altura z+l.
Si la turbulencia fuese isotrópica
u'= u(z) - u(z+l) = - Vduldz
| w ' | » | u' | = \'duldz ; y (u'- u ) ') pr0m edio=-l2 • | du/dz | -du/dz = Tzx
El stress de cizalladura turbulenta en la dirección del flujo,
Tzx = -p • I2 • I du/dz | -du/dz = - p • K M-du/dz ;
a Km = I2 • | du/dz | se le llama coeficiente difusivo turbulento
si imaginamos que el flujo del momento en altura es constante (t^ = t0 ), como
ocurriría en una capa límite estable sobre una superficie uniforme
T0 = p • I2 • I du/dz | 2 -> (du/dz)2 = T0 /( p • I2 ) I du/dz | = 1/1 -V( T0 /p ) = U*/l
I du/dz I = 1/1 -V ( | T0 1/p) ; I du/dz | = u* /I ; u* = V ( I T0 1/p) velocidad de
fricción (de 0,2 a 0,4 m/s)
| u(z) | = 1/K-u* Ln z/z0 ; (z0 , u= 0 m/s, longitud de rugosidad)
el valor de z0 varía entre 1 cm para el aire sobre una superficie de tierra suave
y las superficies oceánicas, hasta varios metros en el interior de bosques o
zonas urbanizadas.
396

Media
38,4
22,4
18,5
14,6 i
3,0
469
937
I Z L
T—
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0,9
Diciembre
21,5
i'-"
13,3
9,4 |
5,3
99
30
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Noviembre
24,2
19,7
15,8
11,9 |
8,0
CO
CO
43
Octubre
28,0
23,4
19,7
15,9 |
11,4
62
73
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Septiembre
¡ 33,3
27,5
23,5
19,6
16,0
28
Agosto
36,7
29,7
25,6
21,6 |
18,9
Julio
37,6
29,2
25,2
I 21,3 |
18,2
Junio
33,5
26,6
22,8
19,0
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29,8
23,3
19,3
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10,7
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154
i 125
98
Abril
26,8
20,5
16,7
12,8
9,4
46
63
Marzo
24,6
18,8
15,0
Febrero
22,2
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í 9,3 I
7,2
62
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49
Enero
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R: N° de días de rocío
Analizar y clasificar el Clima de Málaga durante el período de referencia
397

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398

APUNTES DE M ETEO ROLO G ÍA Y C LIM ATO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
Resolución índices Climáticos
Indice de Lang: P/ETP = 469/18,5 = 25,35. Correspondiente a Zona árida.
Martonne = 469/tm+10 = 16,45. Correspondiente a la Zona Semiárida de tipo
mediterráneo.
Emberger = 100xP/T2i2 - t2-, = 100x469/29,7 2- 8,52 = 46900/882,09- 72,25 =
5 7 , 9 . Corresponde a Mediterráneo templado, con una vegetación de
olivo, alcornoque y lentisco y sin heladas invernales heladas. (Ya que la
t1 es de 8,5°C).
CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS
1 Según. Kóppen. La clasificación climática es: BSh. SECO de estepa
y con veranos calurosos y secos.
tm = 18,5
tm1 = 12,5 Enero
tm12 = 25,6 Agosto
P1 = precipitación media del mes más seco = Julio = 1mm
Pi6 = Precipitación máxima de los 6 meses más fríos = 66 mm en Diciembre
Pv1 = Precipitación mínima de los 6 meses más cálidos = 1 mm de Julio
Pv = X de precipitación media de 6 meses más cálidos = Mayo +Junio + Julio +
Agosto + Septiembre + Octubre = 124
Pi = X de la precipitación de los 6 meses más fríos = 345 mm
GRUPO P (cm) < 2 tm+14
46,9 <51. Cumple B seco
SUBGRUPO S (estepa)
P (cm1) > 0,7P(cm) y tm < P <2tm
34,5> 0,7x46,9
34,5 > 32,83 - y 18,5<46,9<37
SUBDIVISIÓN de verano h caluroso y seco tm>18°C
ve ra no :P 16>3P v1
D icie m b re 6 6 > 3 .1.
S u b d ivisió n a verano ca lu roso tm 1 2> 2 2 °C = A g o s to C u m p liría n p e ro com o no
p e rte n e ce n a i g rup o C te m p la d o hú m e d o m e so térm ico .
2 Según THORNTHWAITE. La clasificación clim ática es Dd B '3 a’.
Semiárido, con exceso de agua pequeño o nulo, Mesotérmico,
Ih 0 100x (7+16)/937 = 2,45
la = 100 x (100+153+144+83+11)/937 = 52,4'
lm = 2,4 -(0 ,6 x5 2 ,4 ) = -29,04
Humedad tipo D Semiárido -20 > Im > -40
399

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Eficacia Térmica
d Exceso de agua pequeño o nulo
ETP = 937 Mesotérmico B'3
E T P verano = 125 + 1 5 4 + 1 4 7 /9 3 7 = 0,45 45% = a
3 Según la Clasificación de FAO-UNESCO. La clasificación climática es
Monoxérico, Termomediterráneo atenuado
Humedad relativa del 50% = k(Hr) = 0,9
Meses con Pi < 2tm : Mayo 25< 38,6
Junio 5< 22x2
Julio 1< 25,2x2
Agosto 3< 25,6x2
Septiembre 28<23,5x2
31 días
30 días
31 días
31 días
30 días
El n° de días del mes (i)-N° de días de lluvia - el n° de días de niebla - el n° de
días rocío
X = (31-6,1)0,9 + (30-3) 0,9 + (31-1) 0,9 + (31-1,1) 0,9 + (30-4,1)0,9 = 124,01
Mayo Junio Julio agosto Septiembre
Clase
tm1 = 12,5 Enero
tm12= 25,6 Agosto
Grupo 1 Templado cálido 15 > tm1 > 10
Tipo de invierno t1 = 8,5
Cálido
11> t1>7
Aridez Termomediterráneo Atenuado 125>X>100
4 Según la Clasificación de PAPADAKIS. La clasificación clim ática es:
Mediterráneo subtropical
Tipo de invierno = Citrus (Ci)
t’a l = Enero =3,9
t1 = Enero = 8,5
T1 = 16,5
Tipo de Verano = Algodón fresco (g)
ExLH Media ( t’ a> 0°C) = 12 meses
ExLH Disponible (t' a >2°C) = 12 meses
ExLH mínima ( t’ a>7°C) = 9 meses
T (media de las máximas de los 6 meses más cálidos)
400

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
(Mayo +Jun¡o + Julio + Agosto + Septiembre + Octubre) =
159,7/6 = 26,6 °C
T12= 29,7 (Agosto)
t12 = 21,6 (Agosto)
RÉGIMEN TÉRMICO = Subtropical semicálido = Su
RÉGIMEN HUMEDAD = Mediterráneo seco (Me)
Ih = P/ETP = 469/934 = 0,50
Ih mensual
Mes húmedo Pm>ETPm
Mes intermedio P + Rm-1 >0,5 ETPm
Mes seco P+ Rm-1 < 0,5 ETP
Lluvia de lavado Ln = X meses húmedos = (P-ETP) =
(Nov 20 + Dic 36+ Ene r33+ Feb 18 +Marz 16) = 123mm
123<0, 20 x937 = 187,4
0, 2 2 0 ,5 0 ,8 8
TIPO CLIMÁTICO: MEDITERRÁNEO SUBTROPICAL
5 Según La Clasificación de Rivas Martínez; la clasificación clim ática es
Termomediterráneo seco
Cumple que la:
ETP de jl/ P jl > 4; ya que 154/1 > 4
Que ETP (jl+Ag)/P (jl+Ag)>3,5; ya que 154+147/1+3>3,5
Y que la ETP de (Jn+JI+Ag)/ P ( Jn+JL+Ag) > 2,5; ya que 125+154+147/5+1+3
>2,5
El índice de Termicidad = (tm + T1 + t1 )10. Cumple ya que It = 18,5 +16,5 +8,5
= 435
El piso que corresponde es el Termomediterráneo ya que la exigencia es tener
in lt> 350
Y el grado de humedad según la P anual es de 469 mm. Seco
La Clasificación climática quedaría como Termomediterráneo seco
6 Según la Clasificación de Allué (1990), La clasificación climática es
mediterráneo, subtropical semiárido
El n° de meses con sequía en el diagrama ombrotérmico de Gaussen es
inferior a 11. Son 7 por lo tanto el clima entraría como mediterráneo.
Desde el punto de vista térmico y pluviométrico, dentro del clima mediterráneo,
tm i = 12,5, y e s Subtropical semiárido (por el n° de meses con sequía).
401

DOCUM EN TO S DE TRABAJO
N
O
E
REPRESENTACIONES GRÁFICAS DE LAS OBSERVACIONES DEL VIENTO
El clima de una localidad está determinado en gran parte por la dirección
predominante del viento.
El viento cambia continuamente de dirección, para conocer las direcciones
predominantes se hace uso de los gráficos de frecuencia.
Para ello es necesario conocer el número de veces que se ha observado el
viento procedente de cada una de las 16 direcciones.
Ejemplo práctico. Para construir el gráfico de frecuencia de los vientos
reinantes en una localidad durante 30 años
Se comenzará por calcular sobre las 1095 observaciones que se practicaron
tres veces al día durante un año.
N 5
NNE 32
NE 63
ENE 145
E 208
ESE 179
SE 123
402

APUNTES DE M ETEO RO LOGÍA Y C LIM A TO LO G ÍA PARA EL MEDIOAMBIENTE
SSE 91
S 62
SSO 30
SO 25
OSO 22
0 18
ONO 9
NO 6
NNO 6
Calmas 71
Se trazan los 26 radios que representan las 16 direcciones y, haciendo centro
en el punto de convergencia de los radios, se traza una circunferencia que
representa la frecuencia cero, siempre con el mismo punto de referencia cero,
se describen circunferencias sucesivas, externas y equidistantes. Estas nuevas
circunferencias indicarán las frecuencias -50-100- 125-150-200 y 225. el
gráfico construido da una idea clara sobre los vientos más frecuentes.
N
S
403

D O C U M E N TO S DE TRABAJO
Ejemplo de Diagrama Ombrotérmico, situando en ordenadas la temperatura
media anual y la precipitación media anual, y en abscisas los diferentes meses
del año.
DIAGRAMA OMBROTÉRMICO
yJU JL
30 -i
20 -
10 -
0 -
E F M A M J J A S O N D
50
40
30 £
20
10 Q-
0
—■— TEMPERATURA (°C)
—♦— PRECIPITACIÓN (mm)
—a— TEMPERATURA
(°C)
— PRECIPITACIÓN
(mm)
4 7 8 10 15 20 22 20 17 15 9 4
41 35 42 40 46 38 15 13 34 38 46 45
MESES
404