Climatología

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA Sede Medellín Departamento de Ciencias Forestales

CONCEPTOS BÁSICOS DE CLIMATOLOGÍA

GUILLERMO VÁSQUEZ VELÁSQUEZ Profesor Asociado Departamento de Ciencias Forestales UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA - Sede Medellín

CONCEPTOS BÁSICOS DE CLIMATOLOGÍA Guillermo Vásquez Velásquez - Profesor Asociado

1. CONCEPTOS BÁSICOS DE CLIMATOLOGÍA

1.1

DEFINICIONES

La Climatología y la Meteorología son dos ciencias estrechamente relacionadas y es común que sus objetos de estudio y de trabajo se confundan en el lenguaje corriente. El Clima, en sentido general, es la expresión de las características de la atmósfera cerca de la superficie terrestre en un lugar o región determinada. La Climatología es por lo tanto, la ciencia que se ocupa del estudio del clima, su origen y dinámica; no solamente trata de los fenómenos atmosféricos, sino también de las influencias del relieve, de las superficies de agua y de los efectos en el desarrollo de las plantas y animales. Los fenómenos que ocurren estrictamente en la atmósfera se denominan Meteoros y pueden ser acuosos (lluvia, granizo, niebla), luminosos (halos, coronas, radiaciones), eléctricos (rayos, auroras polares) y aéreos (viento). La Meteorología es la ciencia que se ocupa de la estructura, composición y dinámica de la atmósfera terrestre y por lo tanto de los meteoros. El clima es una manifestación del comportamiento de la atmósfera que está determinada principalmente por la acción de los fenómenos meteorológicos que ocurren en ella en un determinado lugar y tiempo. El clima de un lugar es la resultante de la acción conjunta de varios elementos y fenómenos meteorológicos: el calor, la humedad, los vientos, la insolación etc. Es fluctuante (dinámico) y no constante ó estático; presenta características promedias, pero también está compuesto de diferentes estados y evoluciones desde un estado a otros. El clima varía de un lugar a otro, de manera que cuando se estudia o interpreta un determinado clima se está haciendo referencia a un espacio geográfico específico con límites precisos. Es corriente que el concepto de "clima" se confunda con el de "tiempo". Si en un momento cualquiera se determinan los valores de los elementos que definen al clima, se estará expresando las condiciones del tiempo ó del "estado del tiempo"; por ejemplo, los informes radiales y televisivos que se emiten diariamente tratan del "estado del tiempo" a una hora determinada en un lugar específico, y no las "condiciones climáticas" ó el "estado del clima". UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Puede decirse que el tiempo es la expresión de los elementos del clima en un instante relativamente corto: "está lloviendo", "la temperatura a las 3:00 p.m. fue de 28°C", "los vientos del huracán en la mañana del sábado eran de 15 m/s", etc. son expresiones que corresponden a la valoración del tiempo atmosférico. 1.2

LA ATMOSFERA

1.2.1 Capas de la Atmósfera El planeta Tierra está rodeado por una gran masa gaseosa que es retenida por la acción de la fuerza de gravedad, denominada "atmósfera". Se ha establecido de manera general que la atmósfera terrestre alcanza 1.000 Km de altura desde la superficie, pero en realidad se trata de un límite impreciso ya que está comprobada la existencia de gases atmosféricos en intercambio con gases raros y polvo interplanetario más allá de este valor. De todas formas, a partir de los 30 Km la masa de gases atmosféricos no alcanza el 1% de la masa total, por lo que la capa de interés para la meteorología va desde la superficie hasta unos 140 Km de altitud. Según la temperatura que presentan, la atmósfera terrestre se divide en cuatro regiones o capas (véase Figura 1): Troposfera: Es la capa más baja de la atmósfera y tiene una amplitud de aproximadamente 18 Km a nivel del ecuador y de unos 8 Km hacia los polos. Es la capa que absorbe la mayor cantidad de radiación solar. La temperatura del aire aumenta en la troposfera con la altitud a razón de 6 a 8°C por kilómetro de elevación. La troposfera se caracteriza por tener la mayor parte de la masa atmosférica, movimientos verticales muy marcados y apreciable contenido de vapor de agua, nubes y otros fenómenos meteorológicos. Su límite superior se denomina tropopausa. Estratosfera: Situada sobre la troposfera, llega hasta una altitud de 55 Km. Hasta los 20 Km de altitud, la estratosfera presenta una temperatura constante y por ello se le da el nombre de capa isotérmica, pero luego la temperatura aumenta lentamente con la altitud, hasta los 32 Km, y finalmente de manera rápida hasta el límite superior llamado estratopausa. La temperatura final que alcanza a nivel de la estratopausa es similar al de la superficie terrestre y ello ocurre por causa de la absorción de la radiación ultravioleta del Sol que hacen las partículas de ozono.

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Mesosfera: Se sitúa sobre la estratosfera, entre los 55 Km y los 80 Km de altitud. La temperatura decrece con la altitud hasta alcanzar menos de 95°C bajo cero. Su límite superior se denomina mesopausa.

Figura 1. Perfil atmosférico altitudinal y variaciones de la temperatura (tomada de Strahler, 1975) Termosfera: Se considera la capa superior de la atmósfera y va desde los 80 hasta aproximadamente los 140 Km de altitud. Se caracteriza por un aumento progresivo de la temperatura con la altitud. Los rayos ultravioleta y los rayos "X" emitidos por el Sol ocasionan que las moléculas de un gran número de gases se separen quedando libres los átomos que los constituyen, creándose capas ionizadas (ionosfera) que tienen la propiedad de reflejar las ondas radioeléctricas, hecho de gran interés para las radiocomunicaciones.

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1.2.2 Composición de la Atmósfera La atmósfera terrestre hasta aproximadamente unos 80 Km de altitud, es básicamente un fluido gaseoso compuesto por nitrógeno (78%), oxígeno (21%) y cantidades menores de argón, neón, helio, xenón, radón y kriptón. Además, la atmósfera contiene cantidades variables de vapor de agua, CO2, CO, SO2 y P2O4 entre otros y algunas concentraciones de aerosoles en suspensión (arcilla, sales marinas). La mayor concentración de oxígeno en la atmósfera terrestre se encuentra en una faja situada entre 30 y 35 Km de altitud (alta estratósfera); allí el oxígeno absorbe una proporción de la energía radiante y se produce una reacción que genera átomos de ozono que rápidamente se descomponen para volver a constituir átomos de oxígeno, de tal manera que se produce un ciclo oxígenoozono-oxígeno que tiene como insumo parte de la energía radiante del Sol. Ese proceso fotoquímico es continuo y por ello la faja altitudinal donde ocurre se denomina "capa de ozono". La importancia de la capa de ozono radica en que ella elimina radiaciones del espectro solar que son biológicamente dañinas, hasta el punto que la vida en la Tierra no hubiera podido evolucionar sin su presencia. La atmósfera no está nunca completamente seca, ya que contiene cantidades variables de vapor de agua fundamentalmente en la troposfera a altitudes inferiores a 6 Km. Este vapor de agua proviene de la superficie terrestre por evaporación del agua desde las superficies líquidas y por la transpiración de animales y vegetales. De manera general, la concentración de vapor de agua decrece con la altitud. El anhídrido carbónico (CO2) es debido a la respiración animal y vegetal, a la descomposición y la combustión de los materiales que contienen carbono y a las erupciones volcánicas. Juega un papel importante en la concentración de CO2, los procesos industriales y la combustión de hidrocarburos de origen fósil. El CO2 es absorbido por los vegetales durante los procesos fisiológicos de construcción de la materia orgánica. 1.2.3 Transferencia de Calor en la Atmósfera Radiación solar y terrestre: El planeta Tierra hace parte del sistema planetario que tiene su epicentro en el Sol, que es la fuente primaria de toda la energía disponible para los procesos naturales que ocurren en la superficie terrestre. Es prácticamente despreciable la energía que llega a la Tierra proveniente de las estrellas y de otros astros celestes. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Todos los cuerpos en función de su temperatura pierden calor por irradiación. Dada la gran temperatura del Sol, su masa está en permanente transformación hacia formas de energía que se liberan al espacio sideral, en cantidades que equivalen a la cifra extraordinaria de 3,85 x 1023 kilovatios por segundo. Al límite superior de la atmósfera de la Tierra la radiación solar llega con una energía de 1,94 calorías/cm2/minuto(1), conforme a estimaciones hechas por satélites de la NASA (Agencia Nacional Aeroespacial de los Estados Unidos). El 99% de tal radiación ocurre en longitudes de onda comprendidas entre 0,15 y 4,0 µ(2), distribuida así: 9% radiación ultravioleta, 45% radiación visible y 45% en la banda del infrarrojo (Figura 2). Por lo anterior se dice que la radiación solar es básicamente de onda corta.

Figura 2. Espectro de radiación solar y terrestre (tomada de Hufty, 1984)

(1)

Una caloría es la cantidad de calor necesaria para elevar la temperatura de 1 gramo de agua desde 14,5°C hasta 15,5°C a presión atmosférica normal. La constante solar se acepta de 2,0 cal/cm2/minuto = 2 langleys (ly)/minuto.

(2)

Una micra (µ) es a la milésima parte de un milímetro. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Pero tal energía no llega a la superficie terrestre ya que antes debe atravesar atmósfera (Figura 3). En promedio, solo el 43% de la energía es absorbida por la superficie terrestre y la cantidad restante o bien es reflejada y difundida por la atmósfera y el suelo o es absorbida por la atmósfera. La capa de ozono absorbe la mayor parte de la radiación ultravioleta. El vapor de agua es el único componente atmosférico capaz de absorber la radiación visible, aunque en ciertas condiciones los polvos atmosféricos también absorben esta radiación lo que da el color rojizo característico al firmamento en ciertos momentos del día.

Figura 3. Distribución de la radiación solar (tomada de Hufty, 1984)

Como parte de la radiación solar es difundida en todas las direcciones por el suelo y la atmósfera, una parte se dirige al espacio exterior y otra a la superficie terrestre, cual es conocida como radiación difusa que es de hecho la única que llega a la superficie en días completamente nublados y que proporciona la claridad. En síntesis, la radiación total que llega a la superficie terrestre, denominada radiación global, es la suma de la radiación directa que sobrepasa la capa atmosférica y la radiación difusa. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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La radiación de onda corta emitida por el Sol que es absorbida por la superficie del globo se transforma en calor, de manera que la temperatura promedia de la superficie terrestre es de aproximadamente 15°C; entonces, la Tierra como cuerpo físico también emite radiación pero en longitudes de onda que van de 4,0 a 80,0 µ, Figura 3, o sea del tipo onda larga, con mayor intensidad en las 10 µ (infrarrojo). La entrada de radiación solar y los procesos que ocurren en la atmósfera, conjuntamente con la radiación terrestre emitida, establecen un balance de radiación que, de no ser así, se produciría un calentamiento o enfriamiento de la superficie terrestre con consecuencias dramáticas para la vida animal y vegetal. El vapor de agua y el CO2 atmosférico absorben la radiación de onda corta terrestre lo que produce calentamiento del aire y por lo tanto radiación de onda larga, que en parte es dirigida al espacio exterior y en parte de nuevo a la superficie terrestre. De esta manera, la superficie no solo recibe radiación solar de onda corta sino también radiación de onda larga desde la atmósfera. Durante la noche la radiación solar es nula y entonces la Tierra emite energía al espacio, lo contrario a lo que sucede en el día. Otros procesos de intercambio de calor: No solamente la superficie terrestre y la atmósfera determinan el intercambio de calor en la Tierra. Existen dos fenómenos muy importantes que intervienen en este proceso: la conducción y la convección. En el proceso de conducción, el calor pasa de un cuerpo más caliente a uno mas frío sin que haya transferencia de materia (Figura 4); las moléculas más calientes y rápidas chocan a las mas frías y lentas acelerándolas. Este proceso es importante sólo en capas finas de aire (de pocos centímetros) sobre la superficie terrestre, ya que los gases son malos transmisores de calor por conducción. En la convección, las masas de aire con temperaturas altas se desplazan ascendentemente sustituyendo las masas frías superiores, y estas a su vez entran a ocupar el espacio dejado por las primeras (Figura 5). Este fenómeno da lugar a las llamadas "células convectivas" de gran interés en la meteorología.

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Figura 4. Representación esquemática del proceso de conducción (tomada de Eslava, 1993)

Figura 5. Representación esquemática de un modelo de célula convectiva (tomada de Eslava, 1993).

Redistribución de la energía en la atmósfera: La radiación que proviene del Sol proporciona la energía necesaria para la generación de corrientes atmosféricas y oceánicas que cumplen la función de distribuir la energía en toda la superficie planetaria (Figura 6).

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Figura 6. Redistribución en la Tierra de la energía solar por corrientes atmosféricas y oceánicas (tomada de Strahler, 1975). En la franja latitudinal comprendida entre los 35°N y los 35°S, dada la incidencia perpendicular de la radiación solar, se produce un exceso de energía ya que la radiación recibida es mucho mayor que la emitida por la Tierra. Por el contrario, entre los 35° N ó S y los polos se da un déficit de energía. El balance a nivel global se da gracias a las corrientes atmosféricas y oceánicas. Reflexión de la radiación por la superficie terrestre: La radiación solar que llega a la superficie terrestre puede ser total o parcialmente reflejada o absorbida dependiendo de la naturaleza de la superficie que la recibe. Se denomina albedo de una superficie (Figura 3) la relación entre la cantidad de energía global (directa y difusa) reflejada por la superficie y la cantidad de energía global incidente. El albedo se suele expresar en porcentaje y se mide con un piranómetro orientado hacia la superficie. Algunos valores de albedo se muestran en la Tabla 1. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Tabla 1.

Valores promedio de albedo para algunas (adaptada de Lima (1986) y Hufty (1984). SUPERFICIE

superficies

ALBEDO (%)

Mar en calma Mar agitado Superficies de agua continentales Suelo desnudo (seco, claro) Suelo desnudo (húmedo, oscuro) Pasto (bajo, verde, no mojado) Pasto (bajo, verde, mojada) Pasto alto, verde Pantano Bosque de coníferas Bosque mixto de coníferas y latifoliadas Bosque de latifoliadas Bosque tropical Bosque de eucaliptos Nieve fresca Nieve sucia

2-5 2 - 10 5 -10 20 -25 8 - 15 25 - 35 15 - 20 15 - 20 15 -20 5 - 10 10 - 15 15 - 20 5 -15 20 80 - 95 50 - 70

Se sabe que la radiación reflejada equivale aproximadamente al 16% de la radiación global. Un sistema o cuerpo que presente un albedo alto tiene poca capacidad de absorción de energía, por lo cual su almacenamiento energético será pequeño. Por otra parte, si a un sistema o cuerpo se le cambia su naturaleza cambiará de valor de albedo y se modifica su capacidad de almacenamiento energético; ello ocurre por ejemplo cuando se deforesta una superficie. 1.3

FACTORES DEL CLIMA

El clima de cualquier lugar está definido por varios factores independientes de las características propias de la atmósfera. Tales factores son básicamente la latitud geográfica del lugar que se considere, la altitud, la proporción entre las tierras y mares de ese lugar, la continentalidad, la distancia al litoral, la topografía y las corrientes oceánicas. Los factores climáticos en consecuencia, son agentes que inciden en la forma en que se manifiestan los elementos climáticos. Dos lugares pueden UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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presentar climas completamente diferentes solo por el hecho de estar situados a una latitud distanciada ó por estar uno cerca del mar y el otro en medio del continente. De esta manera, al estudiar el clima de un determinado lugar, se deben considerar los factores climáticos que inciden sobre él, lo que resulta de especial interés (y cuidado) cuando se va a establecer similitudes o diferencias entre lugares situados en regiones distintas o cuando una teoría o afirmación que es válida para un lugar de estudio se quiere aplicar a otro. 1.3.1 Influencia de la Latitud La latitud de un lugar determinado define la duración del día y la noche, y por lo tanto de la duración e intensidad de la incidencia de la radiación solar sobre la superficie. La duración del día y la noche varía a lo largo del año dependiendo de la latitud por causa de la traslación de la Tierra, con su eje inclinado, en torno a la eclíptica. De esta manera durante una parte del año el hemisferio norte o sur estará mas iluminado que el opuesto y aún durante los solsticios es mayor la radiación que recibe la zona ecuatorial que las altas latitudes. 1.3.2 Influencia de los Continentes y de las Superficies de Agua El agua tiene mayor calor específico(3) y mayor conductividad térmica que las superficies sólidas (la litosfera); esto quiere decir que las superficies de agua (y la hidrosfera en general) requieren mayores cantidades de energía para aumentar su temperatura que las superficies continentales. Esto hace que los cuerpos de agua almacenen gran cantidad de energía pero aumentando relativamente poco la temperatura en comparación con los continentes, los cuales, de menor calor específico, aumentan drásticamente su temperatura en el día cuando hay radiación, pero la pierden rápido en las noches. En consecuencia, los océanos y cuerpos de agua a pesar de ser grandes receptores de energía mantienen temperaturas muy constantes y notablemente más bajas que los continentes. Como resultado de lo anterior, existirá menos variabilidad climática en un lugar oceánico que en uno terrestre, aún cuando estén a la misma latitud y

(3)

Calor específico: Cantidad de calor necesaria para aumentar en 1°C la temperatura de una sustancia por unidad de masa. Cada sustancia tiene su propio calor específico. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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muy cercanos entre sí. Esta influencia es importante sobre todo en relación con la temperatura del aire. 1.3.3 Influencia de la Distancia al Litoral Durante el día los vientos soplan, de manera general, desde los océanos a los continentes trayendo consigo aire mas frío y húmedo; en la noche el proceso se invierte recibiendo la tierra, por sustitución de masas, aire más cálido y seco. De esta manera, un lugar cercano a un litoral tendrá condiciones de temperatura y humedad más constantes que otro que se halle distante de la costa, teniendo en cuenta, claro está, la dirección de los vientos costeros. 1.3.4 Influencia de la Topografía Las montañas, las cadenas montañosas y aún los sistemas colinados están sometidos a diferentes intensidades de insolación en sus cuatro puntos cardinales. Dependiendo de la pendiente de la superficie, de la latitud a que se encuentre y de la época del año, una cara puede tener mayor incidencia de radiación que las demás y ello genera variaciones de temperatura en espacios muy cortos, se afecta la distribución de vientos y de humedad atmosférica. Por otra parte, las cadenas montañosas generan efectos distintos sobre las condiciones climáticas de un lugar si su orientación es sur-norte o esteoeste, si están cerca al litoral o distante de él, si están a favor de la entrada de los vientos u opuestos a su dirección. 1.3.5 Influencia de la Altitud Como se discutió antes en la troposfera la temperatura decrece con la altitud, dado que con la altura la densidad del aire es menor y la presión atmosférica también menor. La variación diaria de la temperatura es mayor en las altas altitudes que en las bajas. Durante el día en un lugar alto la capa atmosférica que tiene que atravesar la radiación solar es menor y por lo tanto la temperatura recibida es alta y de gran intensidad lumínica; pero en las noches la temperatura baja considerablemente al no recibir radiación. En un lugar bajo, por lo contrario, los procesos de recepción, almacenamiento y transferencia de calor hacen que la temperatura sea alta y de menor variación. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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1.4

CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA

El sistema de circulación general de la atmósfera se puede interpretar como un modelo de célula de aire en movimiento. Dadas las condiciones de alta radiación en las zonas ecuatoriales, las capas de aire más superficiales se calientan de manera considerable, se dilatan y se elevan; al ascender esta masa de aire, el espacio desalojado lo ocupa aire superficial que proviene de latitudes tropicales hasta polares, que a su vez es sustituido por las primeras masas que se han movido desde el ecuador a los trópicos, se han enfriado y han descendido. Este movimiento continuo (ascenso desde zonas ecuatoriales - desplazamiento por lo alto a latitudes mayores - enfriamiento y descenso - desplazamiento de altas altitudes a zonas ecuatoriales), es el que conforma una célula básica de circulación atmosférica. En cada uno de los hemisferios norte y sur pueden identificarse, en principio, tres células del tipo anterior (Figura 7): • • •

El aire asciende en el ecuador y desciende aproximadamente a los 30° de latitud (N ó S). El aire desciende a los 30° de latitud (N ó S) y asciende a los 60°. El aire asciende a los 60° de latitud y desciende aproximadamente el los 90°.

Figura 7. Sistema general de circulación atmosférica (tomada de Strahler, 1975) UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Donde las corrientes de aire descienden (polos y 30° de latitud de ambos hemisferios), se presentan regiones de altas presiones atmosféricas, y donde las masas de aire tienden a ascender (ecuador y 60°) se dan cinturones de bajas presiones. El aire predominantemente ascendente en las zonas ecuatoriales, genera la región llamada "calmas ecuatoriales" caracterizada por mares en calma debido a perturbaciones generadas por vientos intermitentes. Ahora, considerando que la Tierra es un planeta en movimiento de oeste a este en torno a su eje polar, las tres células referidas sufren una distorsión en su dirección, por causa de la fuerza de Coriolis, y los vientos de superficie se conforman de la siguiente manera: (1) la célula ecuatorial - 30° en sentido este - oeste en ambos hemisferios conformando los llamados vientos alisios del noreste y del sureste, (2) la célula 30° - 60° en sentido oeste - este con predominio de vientos en ese sentido, y (3) la célula 60° -90° nuevamente en sentido este - oeste, conformando los llamados vientos polares. Estas condiciones básicas de circulación general de la atmósfera, se afectan localmente por la influencia de tierras y mares y muy especialmente la topografía. 1.4.1 Brisas de Mar y de Tierra Como se mencionó en la sección 1.3.2, las temperaturas diferenciales entre los continentes y las masas oceánicas, generan sistemas de circulación locales también en forma de células. Durante el día el aire más caliente sobre la superficie de las tierras se eleva y lo sustituyen vientos provenientes de los mares (brisas del mar). En las noches el aire sobre las superficies de las tierras está más frío que el aire sobre el mar y el proceso de la célula es inverso, constituyendo las brisas de tierra (Figura 8). Estas células son bastante regulares particularmente en las zonas ecuatoriales e intertropicales, los vientos de superficie que produce alcanzan velocidades hasta de 21 m/s, influencian zonas hasta de 150 Km desde el litoral a los continentes y afectan una capa atmosférica de unos 1.200 sobre la superficie. 1.4.2 Brisas de Valle y Montaña En zonas montañosas en los continentes, por causa de la temperatura diferente que alcanzan las masas de aire situadas en las laderas de las cordilleras y en el fondo de los valles, se presentan movimientos de aire (también en forma de células) ascendentes desde el valle a las laderas en el UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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día (brisas del valle) y desde las laderas al valle en las noches (brisas de montaña). Véase Figura 9.

Figura 8. Sistema de circulación de brisas entre el mar y la tierra: (A) en la mañana es pequeña la diferencia de temperatura y presión entre la tierra y el mar y por ello el viento está en calma, (B) en el día el Sol calienta la tierra y el aire sobre ella más rápido de lo que sucede en el mar y se generan las brisas de mar, (C) en la noche la tierra está más fría que el mar y se producen las brisas de tierra (adaptada de Eslava, 1993).

Las brisas del valle se inician aproximadamente a las 10:00 a.m., alcanzan su máxima velocidad entre la 1:00 - 3:00 p.m. y terminan hacia las 6:00 p.m. Forman en las horas de la tarde la nubosidad característica en las cimas o picos de las laderas.

Figura 9. Brisas del valle y de montaña (adaptada de Eslava, 1993)

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1.4.3 Frente de Convergencia Intertropical (ITCZ) Como ya se había indicado, a la región ecuatorial confluyen los vientos alisios del nordeste y del sureste; tales masas de aire cargadas de humedad al reunirse forman una banda amplia (de varios cientos hasta miles de kilómetros) en torno al cinturón ecuatorial, que genera especiales condiciones meteorológicas que determinan fuertemente el clima en la superficie. Tal banda se conoce por "Frente de Convergencia Itertropical" (ITCZ) y es de especial interés para la climatología y el estado del tiempo en el territorio colombiano por estar éste entre aproximadamente los 4° de latitud sur y los 13° de latitud norte (Figuras 10 y 11).

Figura 10. Situación atmosférica en América de Sur en enero y posición aproximada del ITCZ (adaptada de Eslava, 1993).

Dado que el ecuador térmico(4) se desplaza entre la franja de los 23°30' de latitud norte y sur, debido al movimiento de traslación de la Tierra en torno al Sol, las células que se originan en la zona ecuatorial por calentamiento de las masas de aire, presentan también un desplazamiento al hemisferio norte o sur según la época del año. Por ejemplo cuando el ecuador térmico se (4)

Se denomina Ecuador Térmico la línea imaginaria envolvente al planeta en sentido longitudinal sobre la cual recaen perpendicularmente los rayos solares. 16 UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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encuentra en su máxima posición al norte, la célula ecuador - 30°N se forzada a acortarse y plagarse contra la célula contigua, y esta otra con siguiente; del otro lado, la célula ecuador - 30°S puede ampliarse extenderse y sus vecinas al sur podrán hacer lo mismo; el efecto conjunto asemeja al fuelle de un acordeón.

ve la y se

Figura 11. Situación atmosférica en América de Sur en julio y posición aproximada del FIT (adaptada de Eslava, 1993). Lo anterior se traduce en que la confluencia de los alisios y el FIT tengan un desplazamiento regular al norte y al sur durante el período anual, siguiendo de alguna manera el ecuador térmico. En realidad se ha encontrado que en Suramérica el FIT oscila entre aproximadamente los 20° de latitud norte y sur y que sigue el movimiento aparente del Sol (el ecuador térmico) con un rezago de 5 a 6 semanas.

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Cuando el núcleo del FIT en algún momento del año está posicionado sobre cualquier territorio, las condiciones climáticas prevalecientes del tiempo son de alta nubosidad y lluvias. Los territorios que quedan a lado y lado del FIT, por el contrario, presentan condiciones de tiempo soleado, altas temperaturas y bajas humedades en el aire (tiempo seco). Por razones de la forma del FIT (véase Figuras 10 y11), su fluctuación en el territorio colombiano va desde aproximadamente los 0° de latitud en enero febrero hasta los 10° de latitud norte en julio - agosto, y su paso dos veces por sobre todo el territorio colombiano origina de manera general los dos períodos de lluvia (comúnmente denominados inviernos) intercalados con los dos períodos de menores precipitaciones (comúnmente denominados veranos), aunque su efecto no solo se refleja en la precipitación sino en todos los demás elementos del clima. Puede decirse que el FIT es el principal causante de las condiciones climáticas sobre el territorio colombiano desde el punto de vista macrorregional, ya que localmente pueden haber variaciones que se aparten de esa situación general por causas orográficas, de influencia litoral, entre otras. 1.5

EL FENOMENO DE EL NIÑO Y DE LA NIÑA

En los últimos años se ha venido hablando insistentemente del Fenómeno de El Niño y sus efectos se han sentido en muchas partes del planeta, incluyendo a Colombia donde las consecuencias han llegado a ser catastróficas con secuelas que tocan desde la productividad agrícola y pecuaria del pequeño campesino hasta la economía global de todo el país principalmente por sus implicaciones energéticas. El fenómeno de El Niño - Oscilación del Sur (ENOS) era apenas insinuado en la literatura especializada a mediados de la década de los setenta; su existencia se hizo muy evidente entre 1977 y 1981 y desde ese entonces se ha intensificado su estudio y comprensión, así como el modelamiento para efectos de predicción. El Niño no es nada nuevo. Se sabe que su ocurrencia es de escala geológica (miles a millones de años) y los primeros reportes de climatologías anormales atribuibles a El Niño datan de la época de la conquista del continente americano por los españoles. El ENSO, también conocido en el lenguaje corriente como "Fenómeno del Pacífico", es un evento natural que tiene su origen en variaciones térmicas y UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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flujos de energía que ocurren entre el mar y la atmósfera en el océano Pacífico a nivel de la zona ecuatorial. La fase oceánica del ENSO es El Niño y consiste en el calentamiento anómalo de hasta 4°C de las aguas superficiales del centro y del este del océano Pacífico ecuatorial. El calentamiento de una masa tan enorme de agua en una vasta extensión indica el almacenamiento de energía radiante en altísimas proporciones, y ello genera desbalances entre los flujos de energía radiante entrante y saliente, que de alguna manera propician perturbaciones extensas y prolongadas sobre el sistema general de circulación atmosférica. A la fase de calentamiento de las aguas oceánicas, que es propiamente la fase de El Niño del ENSO, le sigue una fase fría o de disminución anómala de la temperatura que es conocida como La Niña, Durante el ENSO se producen fuertes sequías en Africa, en la porción tropical de América del Sur, en Australia; contrariamente, en otros lugares tales como el suroeste de los Estados Unidos, Perú, Ecuador y Brasil se producen fuertes lluvias que llegan a causar inundaciones. En Colombia, El Niño se manifiesta por un fuerte período de sequía, disminución de la precipitación total, desaturación de agua del suelo, disminución y extinción de los caudales en las corrientes y disminución de la evapotranspiración. Parece haber coincidencia entre los investigadores que El Niño tiene una ocurrencia periódica promedia de 4 años, pudiendo estar entre 2 y 7. También, que las implicaciones no siempre son de la misma magnitud. Los modelos de predicción hasta ahora logrados parecen funcionar bien, pero aún se trabaja en su refinamiento. El sistema Internet mantiene varias páginas de seguimiento y actualización constante de los indicadores del ENSO(5). 1.6

ELEMENTOS DEL CLIMA

Todas las propiedades de la atmósfera que en su conjunto determinan el estado físico del tiempo o del clima en un lugar determinado sobre la superficie terrestre para un instante o un período de tiempo dado, es lo que se denomina elemento climático.

(5)

Véase por ejemplo http://www.wmo.ch/nino/updat.html y sus conexiones. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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La atmósfera por ser una mezcla de gases tiene muchas propiedades o condiciones que se expresan de cierta manera en cualquier momento para determinar el clima. Tales propiedades son cambiantes, presentan evoluciones y son parametrizables por valores promedios y variaciones. Las principales propiedades son: temperatura del aire, presión atmosférica, movimiento del aire (vientos) humedad del aire, evaporación, radiación y precipitación. 1.6.1 Temperatura del Aire La temperatura del aire, es la temperatura del aire libre a una altura estandarizada internacionalmente entre 1,25 y 2,0 m sobre el nivel del suelo. La temperatura del aire es una medida del calor sensible existente en la capa atmosférica en contacto con la superficie. Se expresa en una escala de grados Celsius (°C) comúnmente llamados centígrados, que tiene por valores fijos los 0°C, punto de fusión del agua líquida en hielo, y los 100 °C, punto de ebullición del agua. En ciertos países se emplea la escala de grados Fahrenheit (°F), cuyos puntos fijos son 32°F (punto de fusión) y 212°F (punto de ebullición). La conversión de °F en °C y viceversa se hace por las expresiones: °C = 5/9 (°F - 32)

°F = 32 + (9/5)°C

Para que los termómetros den una temperatura del aire representativa deben estar protegidos de la radiación del sol (radiación directa), del cielo (radiación difusa), de la tierra (radiación terrestre) y de cualquier otro cuerpo radiante. Para ello, los termómetros se ubican dentro de garitas de madera de color blanco, ventiladas, a la altura establecida, protegidos de la lluvia y orientados con la puerta al norte en el hemisferio norte y al sur en el hemisferio sur. Los termómetros se fabrican en tubos de vidrio, dentro de los cuales se coloca al vació un líquido expandible con el calor; se utilizan el mercurio, el alcohol etílico (sobretodo para bajas temperaturas) y mezclas de mercurio y talio (para temperaturas muy bajas). La escala graduada se marca sobre el tubo antes de calibrar el termómetro. Se fabrican instrumentos que registran sobre papel los valores de temperatura en la estación; tales instrumentos se denominan "termógrafos" y UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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el papel impreso "termograma". Otros instrumentos de desarrollo más reciente almacenan los datos en medio magnético o los transmiten vía radio a los centros de procesamiento. Temperatura media diaria (Td): Está estandarizado que la temperatura media diaria se determine por la siguiente expresión: Td = (T07 + T13 + 2T19)/4 Donde Td es la temperatura media diaria calculada, T07 es la temperatura leída a las 07:00 horas, T13 es la temperatura leída a las 13 horas y T19 es la temperatura leída a las 19 horas. La temperatura media mensual (Tm) se calcula como la sumatoria de todas las Td dividida por el número de días que tenga el mes correspondiente; y la temperatura media anual (Ta) como la sumatoria de todas las Tm divida entre 12. La temperatura anual multianual o las mensuales multianuales son las que se calculan como el promedio de varios años de registro o, correspondientemente, como el promedio del mismo mes registrado durante varios años. La Organización Meteorológica Mundial (OMM) recomienda que los valores multianuales provengan de por lo menos 30 años de registro para que puedan ser considerados normales y permitan cálculos estadísticos confiables. Los valores multianuales son los de mayor interés para interpretar las condiciones climáticas de un sitio. Temperatura máxima (Tmax): La temperatura máxima registrada en una estación se determina con un termómetro de mercurio en tubo de vidrio (Figura 12) puesto en la garita; tal termómetro tiene la particularidad de presentar una estrangulación en la salida del depósito de mercurio, de manera que la columna del líquido pueda expandirse en la medida que aumenta la temperatura, pero que no pueda contraerse una vez la temperatura comience a descender, así quedará marcada y fija la máxima temperatura ocurrida en la estación durante el día. El termómetro se coloca con una ligera inclinación de 2° sobre la horizontal y con el depósito en la parte de abajo, de manera que el mercurio no suba por causa de vibraciones y movimientos. La temperatura máxima ocurre normalmente luego de que se presenta la posición más cenital del Sol sobre la estación, entre la 1:00 y las 3:00 p.m. La lectura se realiza a las 5:00 p.m. e inmediatamente se sacude fuertemente UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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el termómetro en sentido del depósito para que el mercurio regrese a su depósito e inicie nuevamente el registro.

Figura 12. Termómetros de máxima y mínima de August (tomada de Osorio, 1936). Existen también instrumentos registradores, almacenadores en medio digital y de transferencia de información por vía radio de las temperaturas máximas. La temperatura media máxima mensual (Tmax-m) se calcula como la sumatoria de todas las Tmax registradas en un mes específico dividida entre todos los días que tenga el mes. Similarmente, la temperatura media máxima anual (Tmax-a) se calcula como la suma de todas las Tmax-m registradas en el año dividida entre 12. La temperatura máxima absoluta de un mes o año particular es el valor máximo registrado en el mes correspondiente o en todo el año. Temperatura mínima (Tmin): La temperatura mínima que pueda ocurrir en una estación se presenta poco antes de la salida del Sol, entre las 4:00 y las 7:00 a.m., una vez la superficie terrestre y el aire sobre ella se han enfriado durante toda la noche. Su determinación se realiza mediante un termómetro de tubo de vidrio con alcohol (Figura 12), ya que esta sustancia es más adecuada para bajas UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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temperaturas. Tal termómetro tiene la particularidad de contener en su interior un esmalte sólido que flota entre el alcohol, de manera que con el calor al dilatarse el alcohol la columna asciende entre las paredes del tubo y el índice de esmalte sin arrastrarlo consigo; pero cuando la temperatura desciende, el alcohol se contrae, regresa al depósito y cuando toca la parte superior del índice de esmalte lo arrastra por adhesión (el alcohol no empuja al índice al ascender, pero sí lo hala al descender). De esta manera quedará marcada y fija la mínima temperatura ocurrida en la estación durante el día. El termómetro se coloca horizontal en la garita de madera. realiza a las 5:00 p.m.

La lectura se

Existen también instrumentos registradores, almacenadores en medio digital y de transferencia de información por vía radio de las temperaturas mínimas. La temperatura media mínima mensual (Tmin-m) se calcula como la sumatoria de todas las Tmin registradas en un mes específico dividida entre todos los días que tenga el mes. Similarmente, la temperatura media mínima anual (Tmin-a) se calcula como la suma de todas las Tmin-m registradas en el año dividida entre 12. La temperatura mínima absoluta de un mes o año particular es el valor mínimo registrado en el mes correspondiente o en todo el año. 1.6.2 Presión Atmosférica La presión atmosférica sobre una superficie dada es la fuerza que la atmósfera ejerce, en razón de su peso, por unidad de superficie. Se determina mediante el uso de barómetros de mercurio. La unidad mas utilizada para medir esta fuerza es el "bar" que es igual a 105 Newtons/metro2 4. Los barómetros se gradúan en milibares (mb) (milésima parte de un bar) debido a que las variaciones de presión son muy pequeñas. Muchos barómetros están graduados en milímetros de mercurio, que es otra de las unidades empleadas para medir la presión. Como se había explicado antes, la presión que ejerce la atmósfera sobre la superficie está en relación a la capa atmosférica que ejerce fuerza sobre ella, o sea que está en relación con la altitud. A una temperatura estándar de 0°C la presión atmosférica ejercida sobre la superficie en función de la altitud, medida en términos del peso de una columna de mercurio, se comporta así: Un Newton equivale a la fuerza necesaria para acelerar una masa de 1 Kg contra la gravedad, en el espacio de un metro en un segundo (m x Kg x s-2).

4 (6)

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Altitud (m.s.n.m.) O 500 1.000 2.000 3.000 4.000 5.000

Longitud en mm de la columna de Hg 760,0 714,0 670,6 591,7 522,1 460,7 406,5

La relación entre las dos unidades está dada por las siguientes expresiones: 1 mb =0,750062 mm Hg

1 mm Hg = 1,333224 mb

La lectura directa que se hace en el barómetro debe corregirse por temperatura, por altitud y por latitud, de manera que el valor se estandarice para la densidad del mercurio a una temperatura de 0°C, una altitud de 0 m.s.n.m. y una latitud de 45°. Para ello existen tablas apropiadas. Los instrumentos registradores de presión atmosférica se denominan "barógrafos" (Figura 13).

Figura 13. Barógrafo tipo Qualimetrics Hi-Q (tomada de Ben Meadows Company, 1977.)

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Otro tipo de barómetros de uso común son los llamados "barómetros aneroides" (Figura 14), que consisten de una cápsula metálica hermética en la cual se ha hecho un vacío total o parcial, y que tiene un resorte finamente calibrado que evita que la cápsula se aplaste por causa de la presión atmosférica. En todo momento se establece un equilibrio entre la fuerza del resorte y la fuerza de la presión atmosférica, equilibrio que se registra mediante una aguja sobre una escala graduada en mm Hg. La ventaja del barómetro aneroide radica en que es portátil y de fácil manejo; sirve también para determinar la altitud (altímetro) de cualquier lugar.

Figura 14. Barómetro aneroide tipo Swit "Scientist"(tomada de Ben Meadows Company, 1977).

1.6.3 Movimiento del Aire El aire en superficie está en permanente movimiento (excepcionalmente se encuentra en completa calma) y por ello presenta velocidades y direcciones variables en todo punto sobre la superficie terrestre, lo que se denomina turbulencia. La velocidad y dirección del viento se ha estandarizado en su observación a una altura de 10 m sobre la superficie. La dirección se determina a partir del punto cardinal desde donde sopla no hacia el que se dirige, en unidades de azimut (0° a 360°) leídas en la brújula, pero la precisión de la lectura se aproxima al detalle de los cuatro puntos UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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cardinales principales y de los cuatro intermedios, a saber N, NE, E, SE, S, SW, W y NW. Para determinar la dirección automáticamente se dispone de veletas registradoras (Figura 15).

Figura 15. Veleta y anemógrafo de cazoletas (tomada de Ben Meadows Company, 1997). La velocidad se determina mediante el empleo de instrumentos denominados anemómetros o anemógrafos (registradores) y por otros contadores de velocidad del tipo cazoletas que registran el número de pulsaciones de la cazoleta pivote por unidad de tiempo. Las unidades más comunes son los metros por segundo (m/s) o kilómetros por segundo (Km/s). Se emplea también el nudo (knot) que equivale a 0,515 m/s. Hablando de velocidad del viento, se dice que hay calma cuando la velocidad es inferior a un nudo. Se utiliza la escala Beaufort para denominar las clases de velocidad del viento, según se indica a continuación. Con base en los datos de dirección y velocidad obtenidos en la estación, se producen tablas de frecuencias, perfiles de variación y rosas de los vientos que describen estas variables.

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Tabla 2. FUERZA BEAUFORT

Escala de Beaufort para la velocidad del viento. NOMBRE

VELOCIDAD DEL VIENTO Nudos m/s

0 1 2

Calma Ventolina Brisa muy débil

<1 1-3 4-6

Brisa débil

Brisa moderada

11-16

Brisa fresca

17-21

Viento fresco

22-27

Viento fuerte

28-33

Viento duro

34-40

Viento muy duro

41-47

Temporal

48-55

11 12

Borrasca Huracán

56-63 > 63

7-10

CARACTERISTICAS

Calma, el humo se eleva verticalmente. El humo se mueve pero no las veletas. El viento se percibe en el rostro, las hojas se agitan, la veleta se mueve. Hojas y ramitas agitadas constantemente, 3,4-5,4 se despliegan las banderolas. Se levanta el polvo y hojitas de papel, 5,5-7,9 ramas agitadas. 8,0-10,7 Los arbustos se balancean, se forman olitas en los estanques. 10,8-13,8 Grandes ramas se agitan, los cables aéreos silban, se imposibilita el uso del paraguas. 13,9-17,1 Los árboles enteros se agitan, la marcha en contra del viento es penosa. 17,2-20,7 El viento rompe las ramas, es imposible la marcha contra el viento. 20,8-24,4 El viento daña ligeramente las viviendas (arranca cañerías, tejados, chimeneas). 24,5-28,4 Arboles arrancados, importantes daños en las viviendas. 28,5-32,6 Extensos destrozos. 32,7 ó más Estragos graves y extensos.

0-0,2 0,3-1,5 1,6-3,3

1.6.4 Humedad Aunque el agua está presente en cantidades mas o menos grandes en la atmósfera, generalmente sucede que es invisible por encontrase en forma de vapor de agua, pero es frecuente que se condense y forme nubes que son masas densas de gotitas de agua en suspensión. El vapor de agua entra a la atmósfera por los procesos de evaporación y transpiración; luego forma masas nubosas que al precipitarse cierran el ciclo hidrológico en su fase aérea. La principal fuente de agua atmosférica son los océanos. La Meteorología comprende la porción aérea del ciclo hidrológico, la Hidrología la fase terrestre (continental) y la Oceanografía la fase marina. En la mezcla de gases que es la atmósfera, cada gas ejerce su propia presión, de manera que la presión atmosférica es la suma de las presiones parciales ejercidas por cada gas, incluyendo el vapor de agua. La presión que ejerce el agua se denomina "tensión de vapor".

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La tensión de vapor es mayor en las bajas altitudes y disminuye con la altura. Si se considera una capa atmosférica cercana a la superficie terrestre que se encuentra a una temperatura dada, la adición paulatina a ella de vapor de agua, por evaporación y transpiración, llegará a un punto en que la cantidad de vapor contenida es máxima. Se dice tal capa atmosférica está "saturada" y la tensión ejercida por el gas vapor de agua se denomina "tensión de vapor saturante". La tensión de vapor saturante es entonces, una función de la temperatura de la capa atmosférica. Así, el aire tropical puede contener una mayor cantidad de vapor de agua que el aire frío polar, ó a nivel del mar la cantidad de vapor de agua será mayor que por ejemplo a 2.000 m.s.n.m que posee una capa atmosférica más fría. Si se introduce una cantidad suplementaria de vapor de agua a una masa atmosférica ya saturada, a una temperatura determinada, se produce la condensación del vapor y este fenómeno tiene dos caminos: si la masa sobresaturada está en el espacio aéreo y encuentra pequeñas partículas muy finas de polvos, arcillas o sales, los llamados "núcleos de condensación", se formarán gotitas de vapor de agua que conforman las nubes y que pueden crecer en tamaño hasta que la fuerza de sustentación no sea capaz de mantenerlas gravitando y se precipitan a tierra. Por otra parte, si la masa saturada está en contacto con la superficie y los objetos, se formará sobre ellos una delgada película o gotitas de agua líquida, que se conoce como "rocío". La temperatura a la cual se produce el rocío se llama "temperatura del punto de rocío". El rocío se forma de manera general cuando en la noche, al bajar la temperatura, el vapor de agua se sobresatura; pero esa misma cantidad de vapor de agua unas horas antes durante el día, cuando la temperatura es mas alta, no alcanza a condensarse. Se utiliza la palabra "humedad" para designar el contenido de vapor de agua en un volumen dado de aire. Y el término "humedad relativa" es la relación entre la masa de vapor de agua contenida en un volumen dado de aire y el que podría contener el mismo volumen si estuviese saturado a la misma temperatura. Se expresa esta última en porcentaje. Los instrumentos utilizados para medir la humedad o el contenido de vapor de agua en la atmósfera se llaman "higrómetros", que se basan para su funcionamiento en la propiedad que tienen ciertas materias orgánicas para UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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variar sus dimensiones de acuerdo a la humedad en que estén expuestas. El material orgánico más empleado son los cabellos humanos cuya longitud depende de la humedad. El higrómetro de cabellos está diseñado para transmitir por poleas hasta una aguja registradora esta variación en longitud, previa calibración de la escala. Otro método utilizado para determinar la humedad es el psicrómetro que es un instrumento compuesto por dos termómetros colocados uno al lado del otro. Uno de ellos mide simplemente la temperatura del aire (termómetro seco) y el otro está provisto de una muselina o algodón que se mantiene húmeda gracias a una mecha que se mantiene en contacto con un pequeño depósito de agua (termómetro húmedo). Véase Figura 16. Para determinar la humedad relativa se lee primero el termómetro seco y luego el húmedo, y luego se utilizan las tablas psicrométricas que darán el valor de humedad buscado. En el termómetro húmedo lo que se está logrando es que el agua al evaporarse arrastra consigo calor latente y la temperatura registrada será inferior a la del termómetro seco. La diferencia en temperaturas (diferencia psicrométrica) permite la confección de las tablas psicrométricas.

Figura 16. Higrómetro tipo Taylor (todmada de Ben Meadows Company, 1997).

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1.6.5 Evaporación La evaporación es el proceso físico de conversión del agua líquida a vapor. La energía necesaria para la evaporación del agua proviene de (1) la radiación, (2) la conducción y (3) la convección. Para la obtención de un gramo de agua evaporada, se requiere la adición al agua líquida de aproximadamente 580 calorías. La evaporación depende entonces de la temperatura del agua, de la presión de vapor, de la densidad del aire, de los vientos y de la temperatura del aire. Si la humedad relativa del aire es del 100% la evaporación no ocurre ya que se dará la condensación; pero si el aire se está removiendo continuamente por la acción de los vientos (turbulencia), la evaporación puede darse aunque la humedad esté en el punto de saturación. Se habla en este caso del "efecto secante del aire". La medida de la evaporación es una de las más difíciles en Meteorología, ya que es complicado registrar todas las condiciones naturales en las que ocurre este proceso. Se llama "evaporímetro" ó "atnómetro" todo dispositivo que permita medir la pérdida de agua de una superficie saturada; el más común y adoptado internacionalmente es el "tanque de evaporación Clase A" (Figura 17) que consta de un cilindro de lámina de hierro galvanizado, no pintado, abierto por encima, con diámetro interior de 120,7 cm y altura de 25,4 cm. Se coloca sobre el suelo en una plataforma de madera. El tanque se llena hasta una altura 5 cm por debajo de su borde superior.

Figura 17. Tanque de evaporación Clase A (tomada de Ben Meadows Company, 1997). UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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El tanque consta de un dispositivo tipo reglilla que permite medir los descensos del agua al evaporarse; a las lecturas diarias de evaporación se les debe descontar los aumentos por precipitación. El tanque puede estar acoplado a un sistema de relojería para obtener registros impresos (evaporígrafo). Existe otro instrumento para determinar esta variable denominado "evaporímetro Piche" (Figura 18), que consta de un tubo de vidrio de 30 a 35 cm de largo y de 1 cm de diámetro interno, cerrado en su parte superior y abierto en la inferior. La parte inferior se tapa con un papel de filtro de 0,5 mm de espesor y 30 mm de diámetro; luego el agua humecta el papel que tiene una superficie libre, expuesta a la evaporación, de 13 cm2. El tubo graduado convenientemente, se llena de agua y se instala verticalmente con el papel en su parte inferior en una caseta abrigada. La disminución en la columna de agua dentro del tubo da una medida de la evaporación en la estación. Los resultados se expresan en mm de lámina evaporada.

Figura 18. Evaporímetro Piche (tomada de Osorio, 1936).

1.6.6 Radiación El estudio de la radiación supone varias medidas. Una de ellas es la "insolación" o "brillo solar" que es el número de horas-sol ocurridas en la estación en el día o en cualquier espacio de tiempo determinado. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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El instrumento apropiado se llama "heliógrafo", siendo el mas común el Heliógrafo de Campbel-Stockes (Figura 19), el cual consta de una esfera de vidrio de aproximadamente 10 cm de diámetro que concentra los rayos solares sobre una lámina de cartulina azul, graduada con las horas del día, de manera que el papel se queme ligeramente por causa de la acción de los rayos solares concentrados sobre él.

Figura 19. Heliógrafo de Campbel-Stockes (tomada de Osorio, 1936). El heliógrafo consta de un dispositivo de inclinación de la esfera de vidrio para ajustar periódicamente la posición aparente del Sol sobre la estación, de manera que los rayos caigan perpendicularmente sobre la cartulina. Las cartulinas suelen ser de reposición diaria y su análisis se realiza contando el número de horas en que aparece una seña visible de radiación. El heliógrafo sólo mide el número de horas de insolación o brillo solar; la energía radiante tanto directa como difusa se determina con un instrumento llamado "piranómetro" el cual determina la radiación sobre la estación en las 32 UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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diferentes bandas del espectro de radiación; es extremadamente sensible, delicado y costoso por lo que únicamente se emplea en actividades de investigación. El "actinómetro" mide en calorías la radiación que incide en un lugar. Consta de dos termómetros de mercurio, uno con el bulbo plateado para reflejar la energía y el otro con el bulbo negro para absorberla. La lectura simultánea permite conocer las calorías por cm2 que inciden en la estación. 1.6.7 Precipitación Existen básicamente tres tipos de precipitación, discriminados según las causas físicas que las forman: Precipitaciones tipo ciclónicas o frontales: Son las que se forman como consecuencia del levantamiento de masas de aire cálidas que al ascender se condensan, forman sistemas nubosos y se precipitan. Son propias de áreas de bajas presiones atmosféricas, como es el caso de la región ecuatorial. Precipitaciones tipo convectivas: Es causada por el ascenso de aire más liviano que el aire frío circundante, lo que forma células convectivas de circulación atmosférica locales. Las diferencias en la temperatura del aire resultan como consecuencia de calentamientos diferenciales de la superficie terrestre o de está y cuerpos de agua (áreas marinas, lagos, depósitos artificiales, etc.). Generan aguaceros, lluvias y lloviznas de carácter local, de intensidad variable y de corta duración. Precipitaciones tipo orográficas: Son causadas por el ascenso de masas de aire que por la acción de los vientos son obligadas a chocar contra barreras montañosas; al ascender se enfrían, se condensan y producen precipitaciones. Cualquiera sea el tipo de precipitación que suceda sobre un lugar, el proceso obedece a que el vapor de agua en una atmósfera saturada se condensa sobre pequeñas partículas de polvo arcilla o sales (núcleos de condensación) para formar gotitas que se mantienen en suspensión hasta que su crecimiento, por colisión y coalescencia, aumenten su peso hasta el punto de que no resistir la atracción de la fuerza de gravedad y se precipiten a tierra. La precipitación puede ser tipo "llovizna" cuando las gotas no tienen diámetros mayores de 0,5 mm y caen de manera uniforme sólo cuando el viento está en calma. La "lluvia" se caracteriza por gotas mayores a 0,5 mm de diámetro. La "nieve" está compuesta de cristales de hielo de forma UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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estrellada que agregan en forma de copos. El "granizo" es la precipitación en forma de gránulos de hielo que pueden tener entre 0,5 hasta mas de 5 cm. La cantidad de precipitación que llega al suelo durante un período de tiempo se expresa en términos de la altura del agua que cubriría una superficie plana sin considerar las pérdidas por infiltración en el suelo o por evaporación. La unidad de medida es entonces la longitud sobre la superficie de la capa de agua precipitada sin importar que sea líquida, nieve o granizo, normalmente centímetros o milímetros. El instrumento para la determinación de la precipitación se denomina "pluviómetro" en el caso de lectura directa, o "pluviógrafo" si permite un registro continuo. En cualquier caso consta de un cilindro abierto por encima con boca colectora de diámetro variable, según la casa fabricante, entre 20 y 25 cm (Figura 20).

Figura 20. Pluviómetros (tomada de Ben Meadows Company, 1997). Los pluviómetros tienen la particularidad de tener como cuerpo colector un tubo graduado de área diez veces menor que el área de captación, de tal manera que 1 mm de lámina de lluvia llena el colector 1 cm (aunque en la escala se lea 1 mm); esto para que la lectura tenga una precisión de décimas de milímetro. Además cuentan con un embudo entre el cuerpo de captación UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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y el cuerpo colector de manera que el agua colectada no se evapore y se obtenga una dato de precipitación errado. En general, para cualquier pluviómetro incluyendo los de fabricación casera, se puede establecer que la lámina de precipitación (h) en milímetros es igual al volumen colectado (v) dividido entre el área interna de la boca colectora, todo en las mismas unidades: h (mm) = v (mm3) / s (mm2). Los pluviómetros se leen diariamente en la estación climatológica a una hora determinada y los datos se consignan en planillas especiales. La precipitación tiene tres características: Cantidad (lámina precipitada): Consiste de la altura de la lámina registrada en el instrumento en la estación. Se mide en unidades de longitud (milímetros, centímetros o pulgadas). Duración: Es el tiempo que duró un evento de lluvia determinado entre un momento inicial y otro final. También, es el tiempo (días, meses o año) para el cual se expresa un valor de precipitación. Se expresa en unidades de tiempo (minutos, horas, días, meses o el año). Intensidad: Es la velocidad con que cae el agua precipitada durante un evento de lluvia. Se calcula como la razón entre la cantidad y la duración; así por ejemplo, si un aguacero produjo una lámina precipitada de 10,9 mm y su duración fue de 3 horas 30 minutos, la intensidad será: I =10,9 mm/3,5 horas I = 3,11 mm/h I = 0,051 mm/min Como resulta lógico, durante un evento de lluvia hay distintas intensidades y por ello en el análisis de lluvias se trabaja con intensidades para intervalos de tiempo (15', 30', 45' etc.). Este análisis solo puede hacerse a partir del pluviograma que produce el pluviógrafo (Figura 21). Los registros de precipitación se suman por semanas, décadas (de días), por meses y por años. Los valores multianuales, anuales o mensuales, son los de mayor interés para la caracterización del clima de un lugar. También es UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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de gran interés conocer la variabilidad y la frecuencia estadística de ciertos percentiles.

Figura 21. Modelo de hoja con registro pluviográfico (tomada de Aparicio, 1993).

1.7

TIPOS DE ESTACIONES CLIMATOLOGICAS

Los elementos del clima se observan, registran y se almacenan para su utilización en muchos campos de la actividad humana, y de manera particular en la agricultura, a partir de las observaciones que se hagan en sitios especiales donde se instalan los instrumentos; tales sitios se denominan genéricamente "estaciones" y son de varios tipos: Estaciones sinópticas: Son aquellas donde se efectúan observaciones meteorológicas para el estudio del tiempo y sus evoluciones en muy corto período de tiempo. Utilizan además de los instrumentos en tierra, equipos de radiosonda los cuales son globos inflados con gases livianos que portan instrumental perecedero y que asciende hasta cierta altura en la atmósfera transmitiendo continuamente datos de temperatura y humedad, entre otras variables. Son utilizadas para efectos de pronóstico, para aeronavegación y para la navegación marítima. UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA -Sede Medellín DEPARTAMENTO DE CIENCIAS FORESTALES

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Estaciones climatológicas: Son estaciones en tierra que tienen la función de acopiar datos meteorológicos para el estudio del clima en largo tiempo. Estaciones agroclimatológicas: Contienen instrumentos comunes a las climatológicas pero también instrumentos particulares para cubrir las necesidades de información del sector agropecuario y forestal. Las estaciones se clasifican según el número de equipos y el propósito que cumplan así: Primer Categoría: Se instalan para hacer estudios detallados de las condiciones climatológicas con el fin de emplearlos en proyectos agropecuarios y forestales. Están equipadas con todos los instrumentos meteorológicos (Tabla 3) tanto de lectura directa como de registro y tienen un área de 12 x 12 m. Segunda Categoría: Son estaciones menos completas en su instrumental (Tabla 3) que las anteriores por razones económicas. Tercera categoría: Son estaciones básicas para determinar los principales elementos climatológicos. Puestos pluviométricos y pluviográficos: Son simplemente lugares donde se instala el equipo correspondiente para la observación de esta variable. Se instalan en sitios distantes o marginales donde es de interés observar el comportamiento de la precipitación, normalmente con la colaboración de finqueros y campesinos. Las estaciones climatológicas se deben establecer en un terreno nivelado (plano) y cubierto de césped bajo. Debe ser representativo del territorio donde se desea observar el comportamiento del clima; por lo tanto se deberá evitar la influencia de bosques, edificios y construcciones; no deberá estar cerca de laderas escarpadas, en cimas de colinas aisladas, acantilados o barrancos.

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Tabla 3. Tipos de estaciones e instrumental instalado en cada una.

ÌNSTRUMENTO

ABREVIATURA

Actinógrafo Anemógrafo Evaporígrafo Evaporímetro Tanque evaporación Heliógrafo Higrómetro Higrógrafo Pluviógrafo Pluviómetro Psicrómetro Termógrafo Termómetro máximas Termómetro mínimas Veleta Geotermómetros (2, 5, 10, 20, 25 y 50 cm)

ACG ANG EVG EVM TEV HLG HIM HIG PVG PVM SIC TEG TMX TMN VEL GTM

EMPLAZAMIENTO Libre Libre Caseta Caseta Libre Libre Caseta Caseta Libre Libre Caseta Caseta Caseta Caseta Libre Libre

1A X X X X X X X X X X X X X X

CATEGORIA 2A 3A PVG

X X X X X X X XX X X X X

PVM

X X X X X X

X X

X X X

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