UNIVERSIDAD VERACRUZANA

FACULTAD DE CIENCIAS QUÍMICAS

“CLIMATOLOGÍA Y MEDIO AMBIENTE” MONOGRAFÍA

PARA ACREDITAR LA EXPERIENCIA EDUCATIVA: EXPERIENCIA RECEPCIONAL

PROGRAMA EDUCATIVO: INGENIERÍA AMBIENTAL

PRESENTA:

MARÍA ESTELA SÁNCHEZ LUNA ASESOR: DR. ERNESTO JUÁREZ LOERA SINODALES:

DR. JUAN CERVANTES PÉREZ M. JOSÉ MARÍA DOMÍNGUEZ CANTO XALAPA, VER., OCTUBRE 2013

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ÍNDICE INTRODUCCIÓN ANTECEDENTES La atmósfera Estructura de la atmósfera ¿Climatología o meteorología? ¿Está cambiando el clima? Objetivos Objetivo general Objetivos específicos 1 INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA Y LA METEOROLOGÍA 1.1 Definición y conceptos básicos 1.2 Métodos para la determinación del clima 1.2.1 Método analítico 1.2.2 Método de los índices 1.2.3 Método sinóptico 1.3 Principales símbolos utilizados en meteorología 1.3.1 Símbolos relativos a la nubosidad 1.3.2 Símbolos relativos a la humedad del aire y precipitaciones 1.3.3 Símbolos relativos a la velocidad del viento 1.3.4 Símbolos relativos a los frentes 1.3.5 Símbolos relativos al estado de la mar 1.3.6 Otros símbolos 2 FACTORES DEL CLIMA Y METEOROLÓGICOS 2.1 Factores del clima 2.1.1 Factores astronómicos 2.1.1.1 Influencia de la época del año 2.1.1.2 Influencia de la latitud 2.1.1.3 Influencia horaria 2.1.2 Factores geográficos 2.1.2.1 Factores geográficos generales 2.1.2.2 Factores geográficos locales 2.1.2.2.1 Obstaculización del viento por una montaña 2.1.2.2.2 Ondas de montaña 2.1.2.2.3 El efecto Föehn 2.1.2.2.4 Obstaculización de frentes 2.2 Factores meteorológicos 3 ELEMENTOS DEL CLIMA Y LA METEOROLOGÍA 3.1 La presión atmosférica 3.1.1 Variaciones de la presión atmosférica 3.1.1.1 Variaciones regulares de la presión 3.1.1.2 Variación de la presión con la altitud

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1 2 2 3 4 5 6 6 6 7 7 8 8 9 10 10 11 12 13 13 14 14 15 15 15 15 17 18 19 19 22 22 23 24 25 26 29 29 30 30 30

3.1.1.3 Variación de la presión por zonas geográficas 3.2 La temperatura 3.2.1 Distribución general de la temperatura 3.2.2 Variaciones regulares de la temperatura 3.2.2.1 Oscilación diurna de la temperatura 3.2.2.2 Oscilación anual de la temperatura 3.3 La humedad y las precipitaciones 3.3.1 Índices de humedad 3.3.2 Formas de condensación 3.3.2.1 El rocío y el relente 3.3.2.2 La niebla y la neblina 3.3.2.3 La lluvia 3.3.2.4 La nieve, el granizo y la escarcha 3.4 La nubosidad 3.4.1 Clasificación de nubes 3.4.1.1 Nubes altas 3.4.1.2 Nubes medias 3.4.1.3 Nubes bajas 3.4.1.4 Nubes de expansión vertical 3.5 El viento 4 EL CAMBIO CLIMÁTICO 4.1 El efecto Invernadero 4.2 Principales salidas y entradas de energía 4.2.1 La radiación solar 4.2.2 La radiación terrestre 4.2.3 Balance de radiación superficial 4.3 Fenómenos de realimentación positiva 4.3.1 Dispersión de contaminantes y calidad del aire CALIDAD DEL AIRE EN EL ÁREA METROPOLITANA DE LA CIUDAD DE MÉXICO Programa "Hoy No Circula" en la Ciudad de México 5 LA CLIMATOLOGÍA Y LA METEOROLOGÍA EN LA INGENIERÍA AMBIENTAL 5.1 Aprovechamiento de Energía 5.1.1. Energía Solar fotovoltaica 5.1.2 Energía eólica por aerogenerador 5.2 Reforestación 5.3 Disponibilidad y abastecimiento de agua 5.3.1 Disponibilidad y abastecimiento de agua en la ciudad de Xalapa, Ver. REFERENCIAS

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31 33 33 34 34 34 35 35 36 36 36 38 39 41 41 41 42 42 43 43 46 48 51 51 52 52 54 57 58 58 61 61 62 63 65 66 66 68

INTRODUCCIÓN El clima se refiere al conjunto de fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio de la atmósfera en un punto de la superficie de la Tierra (Zúñiga y Crespo, 2010). Está definido por una serie de elementos como: temperatura, humedad, presión, vientos y precipitaciones, esencialmente. Su cuantificación se obtiene a partir de la recopilación en forma sistemática y homogénea de la información meteorológica durante períodos que se consideran suficientemente representativos, que son de 30 años o más (Instituto Nacional de Estadística y Geografía, 2010). En general todo esto depende de la cantidad de energía solar recibida, así como de la cantidad de energía que queda en el sistema(Fuentes, 2000). El tiempo meteorológico es el conjunto de las variaciones a corto plazo que experimentan la temperatura, nubosidad, precipitación y vientos en la atmósfera (Casas y Alarcón, 1999). Estos elementos también definen el clima del lugar, pero es importante no confundir ambos conceptos, ya que el clima surge como consecuencia de la medición de dichos elementos al menos durante treinta años para su estudio estadístico posterior con el objeto de definir un estado medio del tiempo. Mientras el estado del tiempo puede cambiar en un par de horas, los cambios climáticos ocurren en lapsos de tiempo mucho más largos. A pequeña escala ocurren fluctuaciones a lo largo de décadas, y cambios climáticos ocurren al cabo de cientos de miles de años (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Los organismos, los ecosistemas y muchas de las actividades productivas dependen, en gran medida, de las condiciones climáticas en una región determinada. Los efectos que estas condiciones ejercen tanto en los ecosistemas como en las actividades humanas, requieren de un adecuado entendimiento para poder prever y/o mitigar los efectos catastróficos en la biodiversidad y el medio ambiente del planeta. Por esto, la Climatología y la meteorología son bases fundamentales para el Ingeniero Ambiental, ya que le permitirán analizar y proponer soluciones a los efectos negativos en la atmósfera provocados por las actividades humanas. Además le permite comprender los factores y elementos climáticos y/o meteorológicos para destacar los principales efectos del cambio climático y la influencia de la meteorología en la contaminación del aire (Valdés y Sánchez 2012). El cambio climático es todo cambio que ocurre en el clima a través del tiempo, resultado de la variabilidad natural o de las actividades humanas (SEMARNAT, 2009b). Debido a que la concentración o dispersión de los gases de efecto invernadero (GEI) depende de factores meteorológicos y geográficos. además de que influyen en los elementos climáticos, es necesario saber interpretar la información meteorológica para luego aplicarla en la resolución de problemas sobre la variabilidad climática (Universidad de Alcalá, 2012).

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ANTECEDENTES La atmósfera La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra, se adhiere a ella por acción de gravedad y su espesor no está determinado específicamente; ya que los gases que la conforman se van reduciendo con la altura hasta desaparecer (después de unos cientos de kilómetros arriba de la superficie). Los gases que la conforman se concentran mayormente en la homósfera, la cual contiene el 99.9% de la masa total de la atmósfera y se extiende desde el suelo hasta unos 80-100 Km de altura (Rodríguez, Benito y Portela, 2004). La mezcla de gases que componen la atmósfera generalmente mantienen una composición constante, como se muestra en la Tabla 1; a esta mezcla se le llama aire. El estado del aire cambia, puesto que almacena energía en forma de calor y se carga de impurezas como vapor de agua, dióxido de carbono, sales, polvo, partículas líquidas y sólidas, bacterias y diversos microorganismos (Inzunza, 2008). Tabla 1 Gases que componen la atmósfera. Fuente: (Inzunza, 2008)

Gas Nitrógeno Oxígeno Argón Neón Helio Metano Kriptón Hidrógeno Xenón Ozono Yodo Radón Otros Dióxido de Carbono Vapor de agua

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Volumen (%) 78.09 20.95 0.93 1.8 x 10-3 5.3 x 10-4 1.1 x 10-4 1.5 x 10-4 5.0 x 10-5 8.0 x 10-6 1.0 x 10-8 3.5 x 10-9 6.0 x 10-18 Menos de 10-10 0.02 - 0.04 0.0 - 4.0

Estructura de la atmósfera En la atmósfera, además de la composición del aire, es destacable la variación de la temperatura con la altura; ya que a partir de ésta la atmósfera se divide en capas (Figura a):  Tropósfera: Alcanza un límite superior llamado tropopausa, se encuentra a 9 Km en los Polos y 18Km en el Ecuador. Dentro de ella se producen los movimientos de las masas de aire (vientos) y es la zona de las nubes y de los fenómenos climáticos (lluvias, vientos, cambio de temperatura, etcétera). En ella existe una relativa abundancia de agua por su cercanía a la hidrósfera (Conjunto de partes líquidas de la Tierra) y es la capa de interés para la meteorología. En la tropósfera la temperatura disminuye según la altura, hasta llegar a -70°C en su límite superior (Sarochar, 2012).  Estratósfera: Es siguiente a la tropopausa y llega a un límite superior que se llama estratopausa que se sitúa a 50 Km de altitud. En esta capa la temperatura aumenta y llega alrededor de 0°C en la estratopausa. Entre los 30 y los 50 Km de esta capa, se encuentra el ozono que absorbe las radiaciones de onda corta (Sarochar, 2012).  Mesósfera: Se encuentra sobre la estratósfera y aquí la temperatura decrece con la altura hasta alcanzar valores de -90°C en 80 Km de altura. El límite de esta capa es llamado Mesopausa (Inzunza, 2008)  Termósfera: Se encuentra sobre la Mesósfera y se extiende de forma indefinida, las temperaturas alcanzan valores mayores a 1000°C debido a la absorción de radiación solar de onda corta por átomos de oxígeno y nitrógeno. Esta capa tiene una muy pequeña porción de atmósfera y el aire es casi nulo (Inzunza, 2008).

Figura a. Capas que componen la atmósfera. Fuente: (Rodríguez, Benito, & Portela, 2004)

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¿Climatología o meteorología? La meteorología es la ciencia que estudia la atmósfera y los fenómenos físicos que en ella tienen lugar. Su objetivo es estudiar los fenómenos atmosféricos y predecir el tiempo meteorológico a corto plazo (Inzunza, 2008). La climatología es la ciencia que estudia el comportamiento de la atmósfera en periodos largos; para algunos, es la habilidad para elaborar estadísticas descriptivas de variables como la temperatura y la humedad ambientes, la insolación, el viendo o la lluvia (Garduño, 1994). Está relacionada con el rápido y progresivo desarrollo de la meteorología, pero su objetivo es predecir cómo se comportará la atmósfera en el futuro a partir de lo que ha ocurrido con la atmósfera en el pasado (Inzunza, 2008). La climatología y la meteorología pueden parecer lo mismo, sin embargo su diferencia radica en el tiempo de estudio que abarcan. Así, la meteorología estudia por ejemplo datos sobre precipitación, diaria, mensual y anual; y la climatología nos brinda descripciones del clima de un lugar determinado, por ejemplo si los inviernos son secos, el verano lluvioso y demás (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). El clima y el tiempo se estudian en términos de elementos básicos medidos regularmente como temperatura y humedad del aire, presión atmosférica, rapidez y dirección del viento, tipo y cantidad de nubes, y otros. Aunque cada una de ellas se estudia de forma separada, debe tenerse en cuenta que se relacionan entre sí; ya que el cambio de una produce variaciones en las otras (Inzunza, 2008).

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¿Está cambiando el clima? De acuerdo con el IPCC (2007), el cambio climático es Una importante variación estadística en el estado medio del clima o en su variabilidad, que persiste durante un periodo prolongado (normalmente decenios o más).(...)se puede deber a procesos naturales internos o a cambios del forzamiento externo, o bien a cambios persistentes antropogénicos en la composición de la atmósfera o en el uso de las tierras Se comprende que este fenómeno es debido a los gases de efecto invernadero, el aumento de estos gases en la atmósfera según la SEMARNAT (2009b) es debido a:  La quema de combustibles fósiles como la gasolina, diesel y gas; los cuales emiten dióxido de carbono.  La descomposición de basureros y la crianza de animales que generan una gran cantidad de gas metano. 

El uso de fertilizantes que generan ácido nítrico.



La creciente destrucción de los bosques y el cambio en el uso de suelo. Estrada (2001) sugiere que otras teorías indican que también existen causas naturales

como:  Las variaciones en la radiación solar que llega a la Tierra como resultado de cambios cíclicos en la órbita del planeta en relación con el Sol.  La constante reubicación de los continentes con movimientos lentos, acercándose y alejándose hacia el Ecuador, los Polos o en otra dirección.  La actividad volcánica que cambia la reflectividad de la atmósfera y reduce la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra.

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OBJETIVOS 

Objetivo general

Brindar una guía que vincule la importancia del estudio de la Climatología y la Meteorología en la Ingeniería Ambiental.



Objetivos específicos

1.

Comprender los conceptos básicos que se manejan en Meteorología y Climatología.

2.

Distinguir los factores climáticos y meteorológicos.

3.

Distinguir los principales elementos del clima y la meteorología.

4.

Comprender los conceptos básicos del Cambio climático.

5.

Vincular la importancia de la Meteorología y la Climatología en la Ingeniería Ambiental.

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1 INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA Y LA METEOROLOGÍA 1.1 Definición y conceptos básicos Entre todos los aspectos de la atmósfera, el tiempo meteorológico y el clima son dos de los que estamos más conscientes; ya que generalmente miramos hacia arriba cuando existe una capa de nubes, niebla o bruma. A pesar de esto, la atmósfera es la parte del ambiente que se inspecciona más exhaustivamente. El estudio del tiempo (meteorológico) dio origen a la Meteorología, que es la física y la química de la atmósfera baja. La climatología (el estudio del clima) estudia el comportamiento de la atmósfera a lo largo de periodos prolongados (Kenneth, 1999). La estadística es fundamental en Climatología para formular analogías y repeticiones de los estados de la atmósfera y ofrece recursos para obtener valores medios o más probables del conjunto de factores meteorológicos anuales, estacionales o periódicos, frecuencia y secuencia de aparición (Ledesma, 2011). Lehr (1957) resalta que se necesita más que sólo aire para hacer el tiempo. Si la atmósfera de la tierra no fuera calentada, mezclada o modificada, no habría tiempo; o propiamente dicho, no habría cambios en él. No habría corrientes de aire, no habría cambios de presión ni tormentas, lluvias o nieve. Para llegar a establecer las características del clima de una región, el procedimiento es el siguiente : 1. Observación y medición instrumental de las variables meteorológicas en un lugar determinado por un largo periodo de tiempo. 2. Tratar estadísticamente los datos obtenidos para obtener su valor frecuencial. 3. Una vez obtenido el peso relativo de cada elemento climático, intentar averiguar las relaciones que existen entre ellos. 4. Al conocer las características climáticas de una zona, se realiza un estudio de la influencia mutua entre el entorno geográfico y el clima. 5. Disponer finalmente de la climatología como instrumento de predicción del tiempo meteorológico. Es decir, comparar datos climatológicos obtenidos anteriormente como predicción probable.

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1.2 Métodos para la determinación del clima El método es el conjunto de pasos ordenados, sistematizados y secuenciales para abordar la búsqueda del saber (Lopera, Ramírez, Zuluaga, y Ortiz, 2010). Existe un conjunto de métodos para la determinación del clima, pero todos ellos basados en el procedimiento explicado anteriormente para establecer las características del clima de una región; pero cada método tiene una manera diferente de emplear los datos. También se utilizan los distintos métodos en conjunto y en la práctica alguno de ellos adquiere mayor o menor importancia según los objetivos buscados y la región sujeta a estudio (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

1.2.1 Método analítico Lopera et al. nos explica que el análisis es la descomposición de un fenómeno en sus elementos básicos para iniciar su comprensión; este método es el procedimiento más utilizado por el hombre para acceder al conocimiento de diversos aspectos; ya que para comprender el origen de lo existente en el medio es necesario comprender sus partes constitutivas, principios o tendencias originarias para así unir lo general con lo singular. En climatología, este método comprende el clima como el resultado del conjunto de estados medios de los elementos que lo constituyen, a lo largo de un periodo de tiempo largo. El estado medio se calcula con la media aritmética de cada variable según cada época del año, de esta forma se especifican las características del clima cada mes o estación (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). El método analítico da información rápida y describe los rasgos climáticos de una región, por lo que es conveniente para una primera aproximación en el estudio del clima, aunque también tiene limitaciones evidentes. Por ejemplo, ya que considera cada elemento por separado, no se sabe qué influencia tienen entre sí y no se puede establecer una relación entre ellos; como la que existe entre la nubosidad y la precipitación. Al intentar compensar los defectos del método analítico, se busca relacionar los elementos meteorológicos con otro método, usando índices climáticos, esto será explicado más adelante (ver tema 1.2.2). Si bien la mayor parte de los elementos del clima se analizan matemáticamente, no se debe olvidar que la explicación del clima debe basarse en la observación real de fenómenos y sus interrelaciones (Albentosa, 1990). Con los datos obtenidos mediante este método, se elaboran gráficos llamados climogramas, que intentan reflejar el cambio de las variables meteorológicas a lo largo de varios años (Inzunza, 2008).

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En la imagen siguiente se muestra un climograma de la ciudad de Xalapa, Veracruz; correspondiente a los años 1971 al 2000; donde se observa la variación mensual de temperatura promedio (°C) con la línea y de precipitación promedio (mm), con barras verticales. Precipitación (mm)

Temperatura (°C)

25

350 300

20

15

200 150

10

PRECIPITACIÓN

TEMPERATURA

250

100

5 50 0

0

AÑOS: 1971 - 2000

Figura 1.1 Temperaturas y precipitaciones medias mensuales en la estación meteorológica de Xalapa. Fuente de datos: Servicio Meteorológico Nacional, 2010.

1.2.2 Método de los índices Con el propósito de compensar las carencias del método analítico, surge el método de los índices, que es una consecuencia de las necesidades del hombre por graficar ciertas sensaciones o efectos. Por ejemplo; la descripción sobre el frío no sólo contempla la temperatura del viento, sino también la velocidad del viento. Así se crea una serie de índices o indicadores climáticos que combinan dos o más elementos y que se utilizan en mayor o menor medida según las necesidades de cada población. Generalmente el uso de estos índices se basa en valores medios mensuales de los elementos del clima, pero muchas veces no otorgan la suficiente información para describir las fluctuaciones del tiempo a detalle. De modo que es frecuente el uso de índices diarios que especifiquen la frecuencia de días lluviosos, fríos nublados y con fuertes vientos. También se utilizan índices no mensuales, que analiza cada día de un mes con las mismas características meteorológicas (Conrad, 1944).

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El método de los índices tiene las desventajas de no explicar la relación causa-efecto entre los diversos elementos del clima y no permite realizar una predicción fiable del tiempo, la combinación de estos índices es estática mientras el tiempo está en constante cambio y la forma de relacionar los elementos siempre es empírica. En consecuencia a lo anterior, se hace necesario usar un método sinóptico (Albentosa, 1990).

1.2.3 Método sinóptico Este método se basa en el tratamiento estadístico de las características de la atmósfera sobre un lugar para explicar el tiempo esperado ahí; por lo que interpreta anticiclones y depresiones, paso de frentes o la dirección de los vientos típicos de cada época del año (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Identifica en mapas patrones recurrentes o variables que muestran una circulación atmosférica característica. Su objetivo general es entender las relaciones entre la circulación atmosférica, la variabilidad climática y el ambiente en la superficie terrestre. Las fluctuaciones anuales y mensuales de la circulación (atmosférica) determinan el clima en superficie en un periodo dado, por lo que un aspecto importante de este método es identificar la influencia de estas fluctuaciones en el ambiente (Gutiérrez, Estatio, y Varga, 2005). Al igual que los métodos anteriores, este presenta inconvenientes cuando en un mismo estado de la atmósfera pueden tener lugar dos situaciones meteorológicas distintas. Por ejemplo, que en una región determinada el mapa sinóptico indique condiciones para lluvia pero que no en toda la región se presente lluvia.

1.3 Principales símbolos utilizados en meteorología Para el estudio del tiempo atmosférico y la elaboración de cartas sinópticas se usan un conjunto de signos que representan cada elemento meteorológico junto con su estado. Zitnik (1999) nos explica que para lo anterior se toma como criterio las observaciones hechas con instrumentos. Algunos de los elementos se asientan en cifras, expresando las lecturas hechas con todas las correcciones que se apliquen (altura sobre el nivel del mar, gravedad, etcétera); y otros, que son observaciones visuales, con símbolos. Existe un sistema de símbolos establecido por la Organización Meteorológica Internacional que está especializado para el uso universal.

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1.3.1 Símbolos relativos a la nubosidad

Figura 1.2 Octavos de cielo cubierto. Fuente: Elaboración propia

La nubosidad observada en la estación se indica dividiendo un círculo en ocho partes y se llena de acuerdo a la fracción de cielo cubierto por nubes como se muestra en la Figura 1.2. Esto se mide agrupando mentalmente todas las nubes que se observan en un momento determinado. y contar cuántos octavos del cielo ocupan las nubes agrupadas. El cero significa que se observa un cielo despejado; del número 1 al 3, el cielo se muestra poco nuboso; 4 y 5, nuboso; 6 y 7 muy nuboso; el número 8 denota un cielo cubierto y el círculo cruzado establece que no se puede observar el cielo (Real, 2008).

Figura 1.3 Tipos de nubes. Fuente: Elaboración propia

Los rasgos característicos de las nubes también se indican con símbolos especiales; por ejemplo, las nubes de género cúmulos se muestran en forma de cúpula y así continuamente según se muestra en la Figura 1.3.

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1.3.2 Símbolos relativos a la humedad del aire y precipitaciones

Figura 1.4 Humedad del aire y precipitaciones. Fuente: Elaboración propia

Los símbolos principales para representar el estado del tiempo (como se muestra en la Figura 1.4) se componen de rayas horizontales que significan niebla o neblina, comas para la llovizna, puntos para expresar la lluvia, asteriscos para nieve, etcétera. Cuando dos símbolos están puestos uno junto al otro indica que es continuo; cuando están puestos uno encima de otro significa que coexisten dos fenómenos que expresan dichos símbolos. Por ejemplo, el símbolo de lluvia puesto una sola vez simboliza lluvia ligera continua; pero si hay dos de estos mismos símbolos uno arriba de otro quiere decir lluvia intermitente de regularidad intensa; si se encuentran tres símbolos de lluvia dispuestos en forma triangular muestran que existe lluvia continua regular intensa. Si los tres símbolos se disponen de manera lineal vertical expresan lluvias fuertes de carácter intermitente y con cuatro símbolos dispuestos en forma ∙:∙ significa lluvia fuerte y continua. (Zitnik, Aprendiendo a volar, 1999). Lo mismo aplica para los demás símbolos explicados anteriormente, si la precipitación es inestable se agrega el símbolo de triángulo invertido.

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1.3.3 Símbolos relativos a la velocidad del viento

Figura 1.5 Velocidad del viento. Fuente (Real, 2008)

La velocidad del viento se asienta también con símbolos preestablecidos; un círculo concéntrico significa calma; para expresar que existe viento a cierta velocidad se dibuja un círculo con una línea horizontal hacia la derecha y dependiendo de la velocidad se dibujan rayas verticales en el extremo de la línea; cuando se trata de vientos con velocidades de 48 o más nudos, se dibujan triángulos invertidos y con rayas como lo muestra la Figura 1.5.

1.3.4 Símbolos relativo a los frentes

Figura 1.6 Frentes. Fuente: (Real, 2008)

Los frentes son masas de aire que se desplazan en conjunto y rara vez se mezclan. La separación que existe entre ellas es una superficie llamada superficie frontal,; el frente es la línea que determina la intersección de la superficie frontal y el suelo. La clasificación de frentes según el Nimbus. WeatherServices (2005) es la siguiente (Ver Figura 1.6):  Si una superficie de aire frontal fría desplaza al aire caliente, se le llama frente frío y en los mapas se representan con líneas adornadas de picos.  Si aire caliente avanza sobre el frío, es llamado frente cálido, mostrado en mapas con una línea roja con semicírculos.  Un frente ocluido consiste en que una masa de aire frío alcanza a una de aire caliente; por lo que se unen formando una oclusión o atascamiento del tipo frente frío o caliente.

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1.3.5 Símbolos relativos al estado de la mar

Mar llana

Mar rizada

Marejadilla

Marejada

Mar gruesa

Figura1.7 Estado de la mar. Fuente: (El tiempo de los aficionados, 2013)

En la Figura 1.7 se muestran los símbolos que representan el estado del mar. Cuando se representa la mar llana (una línea recta), quiere decir que la mar está como un espejo. La mar está rizada (una curva)cuando presenta pequeñas crestas sin espuma. La marejadilla (Dos curvas sobrepuestas) describe a la mar con pequeñas ondas cuyas crestas empiezan a romper. La mar presenta marejada cuando existen pequeñas olas que se rompen y forman frecuentes conjuntos de espuma (borreguillos). En caso de que se observen grandes olas con crestas de espuma blanca en todas partes, se habla de mar gruesa. (El tiempo de los aficionados, 2013).

1.3.6 Otros símbolos Cencellada

Tolvanera

Calima

Espejismo

Visibilidad perfecta

Arco Iris

Agujas de hielo

Turbonada

Tormenta de arena

Tornado

Figura1.8 Otros símbolos. Fuente: Real, 2008

Representados en la Figura 1.8, se muestran otros símbolos principales usados en meteorología:  La Cencellada es la escarcha que cubre el suelo en las mañanas frías. Cada pelillo de las plantas cercanas al suelo se convierte en el centro de la formación de cristales de hielo en vez de gotas de agua (González, 2012).  Las Tolvaneras son fuertes vientos que levantan grandes cantidades de polvos y materiales de desecho (Bravo & Sosa, 2006)  Calima es la suspensión de partículas de polvo muy pequeñas en la atmósfera, lo suficientemente numerosas para dar al aire aspecto opaco (Tu tiempo).  La refracción de la luz produce un cambio en la dirección de los rayos de luz que provienen de un objeto al pasar de un medio a otro de diferente densidad, lo que altera su aparente posición y forma; a esto se le llama espejismo.  El arco iris es una proyección de luz solar sobre las gotas de lluvia que la reflejan y dispersan en sus colores constitutivos (Casado & Serra-Ricart).  Las agujas de hielo son cristales de hielo pequeños y no ramificados en forma de escamas o bastones. Parecen flotar en el aire (Sarochar, 2012).  Cuando el viento experimenta un aumento repentino en su velocidad asociado a tempestades, se llama turbonada (Perdomo, Cursos para compartir lo que sabes).  Las tormentas de arena son vientos intensos que transportan polvo y arena. Generalmente se observan en zonas desérticas y semi-desérticas (Petterssen, 1968).  Los tornados son fenómenos meteorológicos que se producen por una rotación de aire intensa de poca extensión horizontal que se prolonga desde la base de una nube (Instituto Meteorológico Nacional de Costa Rica, 2013).

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2 FACTORES DEL CLIMA Y METEOROLÓGICOS La geografía, clima y circulación atmosférica de un lugar determinado ejerce su influencia sobre la dispersión de gases, partículas, esporas, aerosoles, calor, bacterias y diversos microorganismos; de los cuales algunos en ciertas concentraciones pueden ser contaminantes. El comportamiento de éstos es el punto de partida para cualquier esfuerzo de pronóstico a corto plazo de la calidad del aire, puesto que es una herramienta central en la prevención y manejo de episodios críticos de contaminación así como también para la elaboración de planes de descontaminación a largo plazo (Garreaud y Rutllant, 2006)

2.1 Factores del clima 2.1.1 Factores astronómicos El factor astronómico más importante es la inclinación de la tierra, la cual se encuentra inclinada a 23.5° con respecto al plano de su órbita elíptica y que provoca la diferente incidencia de los rayos solares del planeta. Esto depende de la época del año, la latitud de cada lugar en particular y hora del día (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). 2.1.1.1 Influencia de la época del año Cuando se define el clima de un lugar determinado es importante conocer las características de las estaciones en el sitio; éstas son causadas por la inclinación del eje de rotación de la tierra con respecto a su órbita alrededor del sol. Por lo que existe una distinta orientación de los rayos solares en cada lugar dependiendo de la época del año, en verano son más perpendiculares que en invierno (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). La distancia promedio entre la Tierra y el Sol es de 150 millones de kilómetros, pero tratándose de una elipse esta distancia real varía ligeramente a lo largo del año (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004).

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Figura 2.1 Representación del movimiento elíptico de la tierra en torno al sol y disposición de dos equinoccios y dos solstic ios anuales en función de la inclinación del eje de rotación terrestre. Fuente: Elaboración propia

Como puede observarse el movimiento de la tierra alrededor del sol no es circular, sino elíptica con el sol situado en uno de los focos de la elipse (Ver Figura 2.1). Así se produce un acercamiento y alejamiento máximo anualmente. Cabe destacar que esta variación en la distancia de la Tierra y el Sol no es la causa de que existan cuatro estaciones; ya que aunque la Tierra está más cerca del Sol en enero que en julio, en el Hemisferio Norte es invierno. Las estaciones del año son los periodos del año en los que las condiciones climáticas imperantes se mantienen, en una determinada región, dentro de un cierto rango. La migración anual del sol sobre la superficie terrestre, produce cuatro fechas astronómicas en el ciclo de tiempo que marcan el inicio de cada una de las estaciones (Ver Figura 2.1) (Inzunza, 2008). El sol está más al norte en el solsticio de verano (22 de junio aproximadamente), por lo que el sol está directamente sobre el Trópico de Cáncer y los días son más largos y las noches más cortas en el hemisferio norte. El Polo Norte está en la mitad de su periodo anual de seis meses de luz solar, y el Polo Sur a la mitad de sus seis meses de oscuridad relativa (Lehr, 1957). En el solsticio de invierno el sol culmina en el Trópico de Capricornio. Así, en el Hemisferio Sur los días son más largos que las noches. El día se alarga a medida que avanzamos hacia el sur y en todo el Círculo Polar Antártico se da un día de 24 horas y lo contrario ocurre en el Hemisferio Norte (Fuentes, 2000). En los equinoccios de primavera y otoño, los rayos solares están perpendiculares al Ecuador, por lo que la luz que recibe la tierra es igual en los Hemisferios Norte y Sur y el día y la noche duran lo mismo en todos los lugares del planeta (Caballero y Caballero, 2013).

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2.1.1.2 Influencia de la latitud De acuerdo a la esfericidad de la Tierra, los rayos del sol inciden de diferente manera según la latitud en la que nos encontremos; esto aunado a la inclinación del eje de rotación terrestre define las características climáticas en cada franja meridional del planeta (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Lo anterior causa la distinción de tres regiones de acuerdo a la cantidad de radiación solar recibida (Ver Figura 2.2) (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008a):  Zona tórrida. Está comprendida entre los dos Trópicos y registra las temperaturas más altas por tener el sol a gran altura y recibir sus rayos perpendicularmente.  Zonas templadas Se sitúan a los lados de la zona tórrida (en el Hemisferio Norte y en el Sur). Durante una parte del año experimentan fuertes calores por tener el sol bastante alto, y durante la otra impera el frío por estar el sol más bajo con respecto al horizonte.  Zonas glaciares Comprenden las zonas de sus respectivos polos y se conocen también por casquetes polares porque el hielo es permanente. Durante todo el año existe frío intenso debido a la poca elevación del sol sobre el horizonte y las largas noches de invierno (en algunos lugares de hasta seis meses).

Figura 2.2 Diferentes inclinaciones de las radiaciones solares en cada época del año en función de la latitud. Fuente: Elaboración propia

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Como consecuencia de la poca variación en la orientación de los rayos solares, los países ecuatoriales disfrutan de un clima cálido con pocas fluctuaciones. También puede observarse el sol en su punto más alto dos veces al año (en los equinoccios), que es cuando el sol incide perpendicularmente sobre la superficie. En zonas templadas no ocurre esto, porque el sol no pasa de una determinada altura (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). 2.1.1.3 Influencia horaria El gradual pero significativo cambio en la duración del día, es una de las diferencias observadas en el verano y el invierno. Cuanto más largos sean los días, existirá mayor cantidad de energía solar disponible para alcanzar el suelo y calentarlo. Así el Hemisferio Norte está inclinado hacia el sol en verano y lejos de él en los meses de invierno y al contrario en el Hemisferio Sur. Por lo que contribuye a que los días sean más largos en verano (calurosos) (Rodríguez, Benito,y Portela, 2004). La cantidad de horas de sol en cada paralelo determinan los seis meses seguidos de luz y de sombra característicos de los respectivos polos (Ver Figura 2.3).

Figura 2.3 Duración del día y la noche en función de la latitud. Fuente: Elaboración propia

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2.1.2 Factores geográficos 2.1.2.1 Factores geográficos generales La variación de la temperatura se ve afectada de forma importante por la distribución de los continentes y océanos. Las diferentes capacidades de absorción y emisión entre tierra y agua (capacidad calorífica), hace evidente que las variaciones de la temperatura sobre la superficie del agua experimenta menores amplitudes que la superficie sólida. Esta distribución se dispone formando grandes masas continentales regulares en lugar de islas o penínsulas, con lo cual se intercalan extensas superficies sólidas en la enorme superficie oceánica. Tres cuartas partes de la superficie del planeta son líquidas y sólo un 5% de la superficie sólida total se encuentra en el Hemisferio Sur (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). En los continentes existen diferentes tipos de suelos según sus características (desérticos, selváticos, nevados, etcétera). Los suelos muy húmedos (como pantanos o ciénagas) actúan de manera similar a las superficies acuáticas, por lo que atenúan la variación de la temperatura. De la misma manera actúa la vegetación espesa; ya que debido a su contenido de agua ésta actúa como aislante de la transferencia de calor entre la Tierra y la atmósfera. (Sarochar, 2012) Como consecuencia de esto existen toda una serie de fenómenos meteorológicos entre tierra y mar por sus características físicas y geográficas. Indudablemente el calor específico del agua respecto al suelo, demanda mayor cantidad de energía para calentar el mar, así que sus cambios de temperatura son siempre menores. Gracias a esta propiedad junto con su movimiento

convectivo tiene una función reguladora importante en la climatología (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). También es importante tomar en cuenta el régimen de vientos, ya que condiciona el tipo de rozamiento que esté sometido en tierra y mar. El coeficiente de rozamiento del mar es mucho menor que al de la tierra, donde los vientos marítimos pierden velocidad y ascienden, pero cuando las corrientes de aire provienen de la tierra experimentan una desaceleración. Esto implica hacer fricción sobre los obstáculos, edificios, árboles, colinas y demás obstáculos (Guerra, 2012). Las corrientes oceánicas son otro factor influyente en el régimen de climas continentales. Las que transportan agua (relativamente) cálida desde latitudes bajas hacia lo Polos, suavizan las temperaturas de las costas que bañan. Al contrario de las costas del oeste suelen ser más frías y transportan esa agua desde los Polos al Ecuador (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004).

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Las corrientes frías y calientes coinciden en las costas del este de los continentes, mientras que las corrientes del oeste tienden a alejarse; estableciendo modelos del clima global (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  En latitudes tropicales y subtropicales de la costa oeste de los continentes las corrientes son frías y su variabilidad térmica es escasa con nubosidad frecuente y pocas precipitaciones.  En latitudes costeras occidentales más elevadas, las corrientes vienen de los trópicos y son cálidas, por lo que crean un clima húmedo y suave.  En las costas orientales y latitudes tropicales y subtropicales, las corrientes son cálidas y se asocian con climas calurosos y lluviosos.  En el norte y sus costas, las corrientes son frías y los inviernos rigurosos; pero los veranos calurosos. Existen extensiones continentales donde no hay una alta circulación de los vientos y tienen presiones superiores a las normales (zonas de alta presión), en ellas el aire está en contacto con la tierra y adquiere sus propiedades físicas. Así es como nacen las corrientes cálidas y frías dependiendo de la temperatura del suelo, o los vientos húmedos y secos con respecto al origen oceánico o terrestre. Las masas de aire estacionario se desplazan después de unos días debido a cambios de temperatura en el suelo y se trasladan en dirección a las bajas presiones (zonas de presión inferior a la normal). La disposición bárica o de presiones (Ver Figura 2.4) sobre la superficie terrestre está condicionada por la distribución meridional de temperaturas. El aire del Ecuador se calienta mucho más que el de los Polos. Si la tierra permaneciera inmóvil, ocurriría que el aire en contacto con las superficie del Ecuador, al calentarse mucho, se elevaría a capas más altas, siendo sustituido por aire frío procedente de los Polos y se originaría una doble circulación de aire (del Ecuador a los Polos en capas altas y de los Polos al ecuador en capas bajas) y los habitantes de la Tierra estaríamos sometidos a corrientes de aire frío (Fuentes, 2000).

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Figura 2.4 Patrón de corrientes aéreas en verano, julio (a) y en invierno, enero (b). La Zona de Interconvergencia Intertropical se muestra con una línea de trazo grueso. Fuente: (University of Rochester, 2009)

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2.1.2.2 Factores geográficos locales A los factores geográficos de un determinado lugar se les debe la diversidad de características climáticas. Van desde la fracción de continente o de océano hasta la vertiente montañosa, o incluso la atmósfera confinada bajo una superficie protectora (por ejemplo, un bosque) (Valera, 2012). La ubicación geográfica de la zona es importante, lo significativo es su cercanía o lejanía al mar. Las aguas del mar se calientan y enfrían más lentamente que las masas de tierra, por lo que el mar contribuye a mantener estable la temperatura a su alrededor. Además, dependiendo de los vientos y la geografía de la zona, el mar proporciona humedad al área que lo rodea (Inzunza, 2008). Entre todos los fenómenos meteorológicos originados o condicionados por razones geográficas, destacaremos los siguientes: 2.1.2.2.1 Obstaculización del viento por una montaña En una zona montañosa, el sol calienta las laderas de montaña más que el valle durante el día; por lo que se produce un flujo de aire que asciende del valle a las cumbre y al mismo tiempo, se produce un movimiento de aire que sigue el eje del valle a medida que el terreno asciende. Durante la noche, la circulación se invierte. Las laderas de la montaña se enfrían por radiación y el aire que tienen encima (más frío y denso) desciende desde la cima y se hunde en el valle (Casas y Alarcón, 1999). Lo anterior es una repercusión muy importante en los procesos de formación de nubes y de precipitación, a causa de la distorsión que ocasiona sobre el flujo de aire. La circulación del viento es orientada por las irregularidades montañosas del relieve, fraccionando las líneas de corriente que las rodean y comprimiéndolas en la cima. En el efecto producido se observa que las líneas de la corriente aérea se adaptan con el contorno geográfico y deforman su trayectoria horizontal según los obstáculos (Ver Figura 2.5).

Figura 2.5 La circulación del viento se adapta al contorno terrestre, que lo canaliza y lo orienta hasta cierta altura conocida como altura de influencia. Fuente: Elaboración propia.

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El régimen de turbulencia del viento determina el grado de deformación; así, para una circulación de régimen laminar, la deformación alcanza la llamada altura de influencia, que es la altura que corresponde al triple (aproximadamente) de la altura de la montaña. Dependiendo del grado de turbulencia, esta altura aumenta y se desplaza de manera horizontal pasando la montaña. Paralelo a esto se habla también de una distancia horizontal de influencia, que aumenta conforme a la turbulencia (Ver Figura 2.5) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Los efectos causados por una montaña en la circulación del viento se ven magnificados por una cordillera (sucesión de montañas enlazadas entre sí), a causa de que el viento no debe circunvalar sólo una montaña. Cuando hablamos de un régimen laminar, el aire choca contra la ladera de la cordillera y se estanca, permanece estático y dificulta el paso de las corrientes (Ver Figura 2.6). Del otro lado de la ladera el aire también queda estancado y se forma otra zona de escasa circulación de las corrientes. En cuanto al régimen turbulento, el aire que choca de frente genera movimientos convectivos característicos que provocan la acumulación de nubes y la difusión de tormentas en esa zona (Berghaenel, 2002).

Figura 2.6 Nubosidad de detención. Fuente: Elaboración propia

2.1.2.2 Ondas de montaña Las ondas de montañas se originan cuando las corrientes de aire son húmedas y la altura de la montaña alcanza una cota suficiente para este fenómeno. Son típicas de algunas regiones que colindan con cordilleras. Tienen características especiales, entre las cuales es la de propagarse corriente abajo manteniendo por cientos de kilómetros la amplitud de su onda (Servicio Meteorológico Nacional de la República Argentina, 2007). Por debajo de las ondas suele existir un movimiento circular del aire en el plano vertical denominado rotor Las ondas de montaña son capaces de originar inversiones en la dirección del viento en altas montañas, sobre las laderas por donde ascienden (Casas y Alarcón, 1999).

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El aire que asciende (cargado de humedad) es forzado a ascender verticalmente, adquiriendo las características de la cumbre montañosa (toma los valores de presión y temperatura), debido a esto, se separa de su estado en equilibrio al descender y vuelve a ser empujado a subir. El resultado de este movimiento (combinado con un movimiento inverso del aire) es la formación de ondas acompañadas de nubes típicas conocidas como nubes lenticulares (Ver Figura 2.7) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

Figura 2.7 En el gráfico se observa la sucesión de nubes lenticulares siguiendo el movimiento ondulatorio del viento. Fuente: Elaboración propia

2.1.2.3 El efecto Föehn El efecto Föehn se lleva a cabo en lugares donde la presión atmosférica no varía mucho con la altura (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Se trata de un fenómeno característico de determinadas regiones donde el aire es forzado a remontar una montaña. Durante el ascenso, el aire es enfriado adiabáticamente (es decir, que el calor no lo penetra o se opone a su transmisión), 1°C cada 200 metros aproximadamente hasta que, si la montaña es suficientemente alta, llega a su nivel de condensación por elevación (altura a la que el aire se satura de humedad). En este nivel se forma una nube por la condensación que avanza a la cima y (si es estable) remonta la montaña y crea una especie de visera. La nubosidad producida se denomina de estancamiento porque permanece inmóvil mientras no cambie la dirección del viento. Suele acompañarse de lluvias intermitentes (lluvias que se interrumpen y continúan cada cierto tiempo) y poco intensas en la ladera por donde el viento asciende (Casas y Alarcón, 1999). En la otra vertiente de la montaña, el aire es más cálido por su variación de temperatura con la altura (1°C cada 100 metros) porque no se emplea energía para pasar de líquido a vapor por haber precipitado la fase líquida en la ladera contraria (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

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2.1.2.2.4 Obstaculización de frentes El choque del viento con una montaña o cordillera genera condiciones características en cada ladera. Si la masa de aire es cálida, avanzará hacia latitudes mayores y su borde delantero asciende sobre aire más frío. Si la masa de aire es frío, se introducirá por debajo de la masa de aire cálida, elevándola (Perdomo, MailxMail, 2005). En el caso de un frente cálido explica su variación meteorológica como sigue (Ver Figura 2.9): 1. Al impactar se distingue una masa de aire frío entre el frente y la ladera de la montaña. 2. El empuje del aire cálido provoca que la pendiente del frente aumente y obliga al aire a desplazarse más verticalmente; a la vez provoca desestabilización del tiempo en el lado de la montaña donde la nubosidad y precipitación son frecuentes. 3. Al superar la cumbre el frente cálido, desciende por la ladera contraria y al principio queda estancada en su base. 4. A medida que va descendiendo, para encima de la zona estancada y forma un nuevo frente que sigue avanzando, dejando atrás el aire estancado anteriormente.

Figura 2.9 Evolución de un frente cálido al impactar con una cordillera. Fuente: Elaboración propia

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En el caso de los frentes fríos, éste es más denso y se introduce como una cuña por debajo del aire caliente, lo levanta y lo desaloja obligándolo a trepar la ladera. Al superar la cumbre forma una zona de aire estancado sobre la cual resbala el aire frío y sigue avanzando; este se muestra en la Figura 2.10 (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008e).

Figura 3.10 Evolución de un frente frío al impactar con una cordillera. Fuente: Elaboración propia

2.2 Factores meteorológicos Existen toda una serie de factores meteorológicos, que también pueden ser considerados elementos del clima e influyen y condicionan al resto de los elementos climáticos. De éstos se destacan principalmente los ligados a la formación y posterior evolución de frentes, como la presión atmosférica y la temperatura, además de otros factores que los acompañan como elementos, por ejemplo la nubosidad. Los frentes aparecen cuando las masas de aire frío y caliente convergen y una desplace a la otra o traten de desplazarse mutuamente (Perdomo, 2005). Existen entonces regiones en las que se centran anticiclones, que son causados por la compresión de una masa de aire, creando los frentes. Al cabo de un tiempo adquieren la temperatura propia de la región donde están situados y constituyen la naturaleza fría o cálida del frente, empiezan a desplazarse hacia zonas de presiones más bajas (Inzunza, 2008). El camino que siguen los frentes establece patrones climáticos en cada región del planeta. Puede decirse que los frentes que se desplazan a zonas ecuatoriales se calientan en su camino y se desestabilizan; pero los frentes que se dirigen a latitudes más altas les ocurre el efecto contrario. Paralelo a esto, las masas de aire procedentes del océano establecen frentes húmedos acompañados de precipitaciones y las masas de aire que nacen en los continentes crean frentes secos. (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011)

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Cuando dos frentes distintos chocan, se genera un centro de convergencia de los vientos a nivel del suelo. Debido a la rotación de la tierra, el viento entra en un movimiento en espiral que se mueve en dirección a las agujas del reloj en el Hemisferio Sur y al contrario en el Hemisferio Norte, dando origen a los ciclones. Los ciclones ejercen su acción en zonas concretas donde las masas de aire que entran en contacto abarcan toda la tropósfera (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008e). La circulación de las corrientes de aire tienen influencia determinante en la distribución de las corrientes marinas (Figura 2.11), ya que por rozamiento del viento sobre el mar, se arrastra la capa más superficial de los océanos en forma de oleaje, que sigue su misma dirección y arrastra a su vez las capas más profundas. La fuerza de esta corriente se pierde con la profundidad y alcanza un máximo de 100 metros, más allá de esta distancia ya no es apreciable la influencia del viento También tienen un factor influyente en la temperatura del aire a lo largo de los márgenes de los continentes. Así, transportan agua cálida desde latitudes bajas hacia los Polos, suavizan las temperaturas de las ciudades a las que bañan, normalmente en las costas este de los continentes. Por el contrario, las costas oeste de los continentes suelen tener valores más frescos de temperatura, dado que las corrientes oceánicas que las afectan transportan agua fría desde los Polos al Ecuador (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004). La transmisión de movimiento de las diferentes capas del océano, marcada por sus características de temperatura, densidad y salinidad, sufre una desviación de su dirección con la profundidad causada por las llamadas fuerzas de Coriolis (o fuerza Geostrófica), de origen astronómico. Es la fuerza desviadora ocasionada por la rotación de la Tierra y actúa en todo momento en sentido perpendicular al viento (Gutiérrez, 2009). Es una consecuencia del movimiento de las masas de aire sobre la superficie de la Tierra, cualquier movimiento en el Hemisferio Norte es desviado a la derecha y en el Hemisferio Sur es desviado a la izquierda en forma de espiral (Espiral de Ekman), de manera que la dirección media tomada por la masa de agua sigue una trayectoria separada del aire y depende de otros factores como el contorno continental que sigue, la orografía del fondo marino o la distribución de la densidad el agua (Guerra, 2012). A partir de la circulación general de las corrientes marinas se observa una cierta simetría entre ambos hemisferios en los océanos Atlántico y Pacífico. Dentro de las diversas corrientes marinas se destaca el papel de una serie de corrientes. Por ejemplo, la corriente del Golfo ("Gulf Stream"), de 80 millones de metros cúbicos por segundo, desplaza desde las Antillas hasta Europa Occidental una masa de agua templada y salada que confiere veranos cálidos a la franja costera occidental de Europa. Esta agua se sumerge y se esparce hacia el Sur, mezclándose con agua central sin formar una gran masa. esta corriente al cofluir con la corriente fría del Labrador, genera una corriente circular muy característica frente a la costa de Florida, en el centro de la cual el mar permanece casi inmóvil (Agencia Insular de Energía de Tenerife, 2009).

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También debe destacarse un factor meteorológico que acompaña a las masas de aire en movimiento, la nubosidad. Este factor tiene un efecto doble; ejerce una función de absorción y reflexión de la radiación solar que impide que ésta alcance el suelo y debido a esto, provoca un descenso de la temperatura respecto a una situación en ausencia de nubes. Por otro lado, la existencia de nubosidad está ligada la precipitación en condiciones adecuadas (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

Figura 2.11 Patrón de las corrientes marinas. Fuente: (Aedo, Contreras, Contreras, Jelves y Villegas, 2012).

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3 ELEMENTOS DEL CLIMA Y LA METEOROLOGÍA El tiempo existente en un lugar determinado se define por medio de elementos físicos que son variables y determinan su evolución meteorológica con el tiempo. Para definir las fronteras climáticas mundialmente es necesario usar unidades de medida y equipos instrumentales iguales en todo lugar. Entonces, para caracterizar el tiempo se usan un número de elementos básicos que son susceptibles a ser medidos, ya sea por su importancia o su facilidad de medición.

3.1 La presión atmosférica La presión atmosférica es el peso del aire que ejerce una presión sobre la superficie de la tierra en todas direcciones sobre cada cuerpo y se practica a nivel del mar, tiene un valor igual al de una columna de mercurio de 760 mm de altura (Suárez, 2012). Una persona situada al nivel del mar soporta 1.033 Kg/cm2 (17.5 Tm) sobre todo el cuerpo. De no ser por la uniformidad de su acción en todas direcciones, equilibrándose con la presión interna del organismo, esta fuerza nos aplastaría. Pero si la atmósfera no existiera, provocaría la expansión de los tejidos, desgarrándose totalmente (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

El experimento de Torricelli

Figura 3.1 Experimento de Torricelli. Fuente: Elaboración propia

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Desde el punto de vista histórico, la primera unidad empleada para medir la presión atmosférica fue el "milímetro de mercurio" (mm Hg), en razón de la conocida capacidad de una columna de mercurio. El primer científico que tabuló la presión atmosférica fue Torricelli, quien llenó completamente de mercurio un tubo de vidrio de 90 cm cerrado por uno de sus extremos, y lo invirtió introduciendo el otro extremo dentro de una cubeta también llena de mercurio. El propio peso del Hg provoca el descenso de su nivel hasta equilibrarse con la presión ejercida por el peso del aire sobre el mercurio de la cubeta, inexistente en el otro extremo de la columna por estar cerrado. La altura alcanzada es de 760 mm, magnitud que se emplea como unidad de la presión atmosférica, Patm = 760 mm Hg o Patm = 1 atmósfera = 1013 milibares (Pérez, 2005).

3.1.1 Variaciones de la presión atmosférica La presión atmosférica no es uniforme en toda la Tierra. Su valor exacto depende de dos factores (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  La estructura del campo gravitatorio tampoco es uniforme, así que la distribución instantánea de las masas de aire varía de un momento a otro, condicionando el valor de la presión.  La orografía terrestre condiciona las medidas según su altitud, por lo que cada dato general debe referirse al nivel del mar. 3.1.1.1 Variaciones regulares de la presión Diariamente se puede observar en situaciones de régimen anticiclónico la llamada marea barométrica, que consiste en una doble oscilación de la presión. La amplitud de esta oscilación depende de la latitud principalmente, es por eso que alcanza un valor máximo en los polos (2 milibares) y mínimo en el Ecuador. En borrascas de bajas presiones atmosféricas, las variaciones de la presión características de las mismas encubren este efecto pero siempre se produce (Possia, Cerne y Campetella, 2012). Otra fluctuación importante es la llamada onda anual, que tiene amplitud mucho mayor pero depende de la altitud y la orografía. Existen en la Tierra cuatro tipo de ondas anuales (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  Onda con un máximo en verano y un mínimo en invierno, característico de los océanos con latitud media.  Onda con un mínimo en verano y un máximo en invierno, típica en los continentes.  Ondas con máximos en verano y en invierno y mínimos en las estaciones intermedias, o viceversa, típicas en regiones sometidas a perturbaciones como Europa Occidental o las regiones tropicales, donde la presión depende casi totalmente de la temperatura.  Ondas casi sin oscilación, características de zonas ecuatoriales. 3.1.1.2 Variación de la presión con la altitud Como ya se ha visto, las medidas barométricas deben medirse al nivel del mar porque a medida que uno asciende la presión atmosférica decrece. En capas bajas cerca de la superficie la disminución de la presión con la altura es de aproximadamente 1 hPa cada 8 m. Esta relación va disminuyendo a medida que la altura aumenta (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008b).

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Una forma general en que se puede relacionar la presión con la altitud es de acuerdo a la siguiente expresión (Oke, 1987): P = P0 ∙ e- (g * M * z/R∙T) Donde: P0 :Presión atmosférica al nivel del mar. g : Gravedad. M :Peso molecular del aire. z : Altura. R : Constante de la ecuación del estado del aire. T : Temperatura media. 3.1.1.3 Variación de la presión por zonas geográficas A partir del tratamiento estadístico de las presiones recogidas por todo el planeta durante varios años, puede establecerse un patrón bárico general que divide la superficie terrestre en una serie de zonas de presión característica (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  Zona ecuatorial: Situada desde los 30°N hasta los 20°S aproximadamente, la presión media alcanza un mínimo poco marcado  Zonas subtropicales: Tienen máximos de presión más marcados en los océanos del sur que en los del norte, donde destaca el centrado de las Islas Azores.  Zonas polares: Tienen un mínimo muy claro en el Polo Sur y dos mínimos en el Ártico, uno sobre Islandia y otro sobre el mar de Bering. Debido a la desigual distribución de los continentes en ambos hemisferios, el calentamiento y enfriamiento de éstos se produce a diferente velocidad. En el invierno septentrional, se favorece la formación de anticiclones (zonas de altas presiones) debido al enfriamiento del suelo, y en el verano la formación de depresiones (borrascas) por el calentamiento del mismo, mucho más fácilmente que en el hemisferio Sur. Así que podemos distinguir dos situaciones típicas en verano y en invierno (Inzunza, 2008).

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Figura 3.2 Mapas de presiones en enero (mapa superior) y en julio (inferior). Las zonas con igual presión atmosférica se representan unidas mediante isobaras. Las proximidad de las isobaras indica la existencia de fuertes vientos, como por ejemplo en el océano Antártico

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3.2 La temperatura El aire presenta una conductividad calorífica muy baja, por lo que la transmisión del calor se produce por radiación de los rayos solares reflejados por la superficie terrestre y por la convección debida a la turbulencia del aire. Generalmente interesa el promedio y sus oscilaciones, es decir, por un lado se determina cuál es la temperatura media de una zona durante un margen de tiempo determinado (diario, mensual, estacional, anual, etcétera) y por otro, el margen de temperaturas entre las que oscila, es decir, la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

3.2.1 Distribución general de la temperatura El factor más condicionante en la temperatura propia de una región es su latitud, el 43% del flujo solar es reflejado por la atmósfera y por las nubes. A mayor oblicuidad más pérdida. La absorción crece con el espesor de la atmósfera atravesada y porque la misma radiación afecta a mayor cantidad de superficies. Esto ocasiona las zonas térmicas, basadas en la atmósfera (cap. 1), tenemos la zona cálida, las zonas templadas y las zonas polares. También se observa discontinuidad en los valores medios de las temperaturas en los océanos y en los continentes debidas también a la latitud por factores marítimos como el porcentaje de salinidad del agua, porcentaje de evaporación y de precipitación, la dirección de los vientos dominantes o el patrón de las corrientes marinas (Moreno, 2009). La influencia de las grandes masas continentales distribuidas desigualmente en ambos hemisferios hace notable, sobre todo en la variación del gradiente térmico horizontal con la latitud, que tiene un valor medio anual de 0.54°C/grado de latitud en el Norte y 0.65°C/grado en el Sur, de 0.30°C/grado y 0.44°c/grado respectivamente en verano y de 0.75°C/grado y 0.82°C/grado en invierno (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). A partir de estos factores pueden interpretarse los mapas de distribución de las temperaturas medias al nivel del mar y según la época del año, que configuran las características térmicas del clima de cada región del mundo.

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3.2.2 Variaciones regulares de la temperatura A largo plazo, las variaciones regulares de los elementos meteorológicos constituyen los patrones climáticos de una región con características definidas según hora del día y época del año. Entre todos estos elementos destaca la temperatura, ya que sigue un régimen de oscilaciones diurno y anual establecido que depende de la latitud. 3.2.2.1 Oscilación diurna de la temperatura Se define como el cambio en la temperatura, entre el día y la noches, producido por la rotación de la tierra. Como ya se vio anteriormente, el número de horas del sol depende de la latitud y la época del año. Al salir el sol al amanecer, la superficie terrestre absorbe las radiaciones solares y la temperatura inicia un perfil ascendente, aunque no inmediatamente. Así es que el mínimo de la temperatura se detecta pasando ya varios minutos desde la salida del sol. Al medio día local, tiene lugar el mismo efecto, cuando el sol pasa por su punto más alto pero la temperatura sigue aumentando hasta alcanzar su valor máximo pasadas alrededor de dos horas. La puesta del sol marca el fin de la absorción y el punto de inflexión de las temperaturas hasta su valor mínimo en el amanecer (Sarochar, 2012). Una perturbación meteorológica muy influyente en la oscilación diurna es la nubosidad, la cual la minimiza. Las nubes actúan como un paraguas que recibe la cantidad de radiación solar que llega a la superficie terrestre durante el día y permite el retorno de la radiación emitida por la tierra por la noche (Sánchez, y otros, 2008). La brisa marina al medio día en zonas costeras compensa la subida de la temperatura y llega a formar un mínimo secundario en lugar del máximo, así que los valores máximos se desplazan hasta la media mañana y la media tarde (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). 3.2.2.2 Oscilación anual de la temperatura Representando todos los valores de la temperatura medidos a una hora determinada de cada día durante todo un año, o también tomando la temperatura media mensual en determinada hora en todo un año, puede constatarse una clara tendencia térmica característica de la latitud. En este caso se produce una distribución neutral de la temperatura sobre la Tierra por el ángulo de incidencia de los rayos solares que varían con la latitud geográfica (Sarochar, 2012). Esta tendencia permite distinguir varios regímenes climáticos (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  Régimen ecuatorial: Tiene máximos de temperatura con pequeña amplitud en abril y octubre, un mes más tarde de cada equinoccio.  Régimen templado oceánico: Un máximo de amplitud media entre julio y agosto para el Hemisferio Norte y entre enero y febrero para el Hemisferio Sur.  Régimen templado continental: Su diferencia con el anterior es su mayor amplitud.  Régimen polar: Ausencia de oscilación diurna y división anual en dos estaciones térmicas, una con luz solar y otra de noche. 34

3.3 La humedad y las precipitaciones El vapor de agua es uno de los componentes más importantes de la atmósfera. Sin vapor de agua no existirían nubes ni se producirían precipitaciones. El vapor de agua en la atmósfera proviene de la continua evaporación del agua marina y continental (ríos, lagos, mares, etcétera).

3.3.1 Índices de humedad Para evaluar el contenido de vapor de agua en la atmósfera se usan índices de humedad según la finalidad buscada.  Presión parcial de vapor: Representa la presión que alcanzaría el vapor de agua en ausencia de los otros gases atmosféricos y a la temperatura ambiente existente, es decir, ocupando el mismo volumen que el aire. Sus unidades suelen ser milibares, aunque a veces se usa en mm de Hg (Casas y Alarcón,1999).  Punto de rocío: Es la temperatura a la cual el vapor de agua que contiene una masa de aire es obligado a condensarse, formándose nubes, niebla o cualquier otra precipitación (Zitnik, Aprendiendo a volar, 1999).  Déficit de saturación: Es la diferencia entre la presión de vapor de agua (a una determinada temperatura) y la presión de saturación de vapor de agua (a la misma temperatura que la anterior). La presión de saturación de agua es la presión a la cual el vapor de agua está en equilibrio con el agua líquida a esa temperatura (Facultad de Ciencias Agrarias, 2010).  Humedad relativa: Indica la relación (en porcentaje) entre la cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera respecto de la máxima que podría contener a la misma temperatura. Expresa de 0% a 100% para aire por debajo del punto de saturación y 100% o más para el aire sobresaturado de vapor de agua (Fuentes, 2000). H r = P Parcial vapor de agua______ P Saturación de vapor de agua  Humedad absoluta: Es el peso del vapor de agua (gr) contenido en un metro cúbico de aire en un instante determinado. También puede ser Kg de agua en un Kg de aire seco (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). H = 18∙P Parcial vapor de agua_____________ 29∙(P total - P Parcial vapor de agua) 18 Es el peso molecular del agua y 29 el peso molecular aire

 Humedad específica: Es el peso (gr) del vapor de agua contenido en un Kg de aire. Para obtener un valor de densidad independiente de la presión atmosférica total, la masa de vapor de agua (gr) se puede referir a Kg de aire húmedo (Facultad de Ciencias Agrarias, 2010).  Proporción de mezcla: Surge de la misma manera que la humedad específica, pero se refiere al aire seco (Fuentes, 2000).

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3.3.2 Formas de condensación La condensación del vapor de agua se produce de varias maneras; ya sea líquida (nubosidad, lluvia, niebla o rocío) como en forma sólida (nieve, escarcha o granizo). El proceso de condensación siempre tiene su origen en pequeñas partículas sólidas en suspensión en el aire. Tienen tamaños muy variables pero no rebasan los 10 µm de diámetro, ya que a partir de esta medida sedimentan bastante rápido. Estas partículas pueden venir desde hollines procedentes de procesos de combustión, hasta partículas del mar o granos de polen y polvo (Sarochar, 2012). 3.3.2.1 El rocío y el relente Es importante señalar que el rocío no cae. Es vapor de agua que se condensa en superficies sólidas que se enfrían debajo del punto de condensación del aire en contacto con ellas. Este enfriamiento por radiación ocurre generalmente en noches despejadas. El "sudor" que se forma por fuera de un vaso de agua fría en un día caluroso es también rocío (Lehr, 1957). El relente o sereno como se conoce vulgarmente, es una finísima lluvia que no necesita de la presencia de nubes, es debida al enfriamiento general del aire (Fuentes, 2000). 3.3.2.2 La niebla y la neblina A diferencia del rocío y el relente, en la aparición de niebla no se alcanza el punto de saturación del aire, sino que es una consecuencia de altas concentraciones de pequeños soportes de condensación en suspensión, generalmente de un diámetro medio de menos 1µm, acompañada por el enfriamiento del suelo en contacto con la masa de aire superficial (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). La niebla no debe asociarse con la presencia de nubes superficiales, porque la constitución de la niebla es comparada a un aerosol atmosférico formado por gotas de agua en suspensión muy finas que se distribuyen uniformemente y no como una precipitación a baja velocidad de estas gotas como las nubes. Cuando este mismo fenómeno permite una visibilidad a una distancia mayor de uno a cinco kilómetros se le denomina neblina (Fuentes, 2000). La visibilidad en una situación de niebla es una distancia menor a un kilómetro o inferior a tres metros y es proporcional a la concentración de partículas sólidas en el aire (Zitnik, Aprendiendo a volar, 1999).

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Existen diferentes tipos de niebla según su mecanismo de formación:  Niebla de advección: Es el resultado de una masa de aire caliente y húmedo que se desplaza sobre la superficie fría del suelo, por lo que da lugar al enfriamiento de dicha masa de aire y forma niebla característica de un tiempo nuboso; generalmente abarcan zonas extensas (Fuentes, 2000).  Niebla de irradiación: En las noches de invierno con cielo despejado, la superficie terrestre irradia calor y las capas de aire en contacto con ella se enfrían intensamente; si además sopla viento débil se produce el enfriamiento de una capa de aire de varios metros de espesor donde se crea la niebla. Su formación está favorecida por partículas de polvo, humos y otros que flotan en el aire, sirven de núcleos de condensación donde se depositan pequeñas gotas de agua (Fuentes, 2000).  Niebla de mezcla: Aparece cuando dos masas de aire húmedas (pero no saturadas) con temperatura característica cada una, se encuentran y pasan a formar una nueva masa de aire con temperatura promedio de las dos anteriores (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). T Final = T1 + T2 2 Como la presión de vapor de agua aumenta con la temperatura y la concentración del vapor, ésta puede superar el punto de saturación y da lugar a una niebla poco densa que se favorece por la turbulencia (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).  Niebla catabática: Es característica en ríos que atraviesan valles o pantanos rodeados por montañas. El aire frío que desciende por las laderas montañosas provoca el descenso de temperatura de la masa de aire húmedo de las capas bajas por la evaporación del río o pantano o evotranspiración vegetal. Por lo que se forma un mar de niebla local y persistente (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).  Niebla frontal: En un frente cálido, la masa de aire caliente se desplaza por encima del aire frío. Este aire frío puede llegar a saturarse por efecto de la llovizna desprendida de nubes que se formen al paso del frente, creando este tipo de niebla (Fuentes, 2000).  Niebla orográfica: Su aparición surge del ascenso adiabático de una corriente húmeda por la ladera de una montaña. Es comparable con el efecto Föehn (Fuentes, 2000).  Smog: Puesto que la formación de la niebla es favorecida por alta concentración de partículas sólidas en suspensión, los núcleos urbanos e industriales de regiones húmedas se caracterizan por la presencia habitual de niebla constante conocida como smog ácido. En estas zonas, con los núcleos de concentración procedentes de la combustión de carburantes no es necesario que alcance el punto de rocío para que la niebla aparezca (Yerga, 2010).

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3.3.2.3 La lluvia La lluvia cae de las nubes por la misma razón que cualquier otra cosa cae a la Tierra, la gravedad. Las gotas de agua de las nubes son excesivamente pequeñas por lo que el efecto de la gravedad en ellas es mínimo. Las corrientes de aire mueven y levantan estas gotitas haciendo que el movimiento descendente no exista, a pesar de que las pequeñas gotas están constantemente en movimiento. Se comportan un poco como las partículas de polvo en el aire que son visibles en un rayo de luz solar. Pero las partículas de polvo son mucho más grandes que las partículas de agua y al final terminan por caer (Lehr, 1957). La lluvia es una precipitación líquida formada por gotas grandes que caen de modo uniforme. Las nubes que producen la lluvia son nubes bajas, espesas y de desarrollo horizontal (estratocúmulos y nimboestratos). Se forma a partir de núcleos de condensación formados por partículas higroscópicas en suspensión. En estas partículas se depositan las moléculas del agua en condiciones próximas a la saturación y constituyen infinidad de pequeñas gotas que permanecen suspendidas o precipitan a una velocidad baja (2.5 m por hora aproximadamente) por su pequeño tamaño (Fuentes, 2000). En latitudes medias y altas, el proceso tormentosos se origina en grandes nubes de tormenta verticales, dentro de las cuales se producen fuertes corrientes de aire caliente ascendente en forma de chimenea que originan grandes turbulencias (se registran vientos que superan los 100 Km por hora). El ascenso del aire viene acompañado por su expansión adiabática hasta alcanzar la parte superior de la nube, donde las temperaturas son menores a 0°C (Ver Figura 3.3) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

Figura 3.3 Proceso de formación de una tormenta. Fuente: Elaboración propia

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A esa altitud se forman pequeñas partículas de hielo que favorecen la adición de gotitas de agua en superficie, porque la presión de vapor del hielo es menor a la del agua, así que por su propio peso llegarán a precipitarse. Mientras van cayendo, el hielo se licúa y aparecen gruesas gotas de lluvia que arrastran a otras más pequeñas hasta alcanzar el suelo (Lehr, 1957). La llovizna procede de nubes densas y muy bajas (estratos) que no tienen mucha longitud vertical ni hay una zona menos a 0°C, por lo que no llega a formarse hielo. Está formada por gotas muy pequeñas (no suelen superar el medio milímetro)y muy numerosas que caen pausadamente (Fuentes, 2000). En regiones tropicales, la precipitación del agua en forma de lluvia tiene su mecanismo en soportes sólidos en suspensión y no en núcleos de hielo, porque las temperaturas no suelen ser negativas en toda la nube. El proceso cíclico del las gotitas de agua dentro de la nube se rompe a partir de que las gotas de agua alcanzan el tamaño suficiente para ya no ser sostenidas, por lo que precipitan arrastrando a gotas más pequeñas en forma de fuertes chubascos (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c). 3.3.2.4 La nieve, el granizo y la escarcha El proceso general de estos fenómenos de sublimación ocurre cuando el vapor de agua pasa del estado sólido en forma de hielo (sin pasar por el estado líquido). Este proceso es posible gracias a un grupo de partículas en suspensión menos frecuente conocidos como núcleos de congelación. Su acción empieza a ser efectiva a partir de - 12°C, coexiste en una nube con agua subenfriada que se engrosa con el volumen de los núcleos de hielo. Más allá de -38°C, ya no es posible la existencia del agua a temperatura negativa y los cristales de hielo se forman espontáneamente (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Así como la lluvia cae en gotas relativamente gruesas, la nieve baja en copos relativamente grandes que examinados con microscopios, presentan una estructura cristalina de formas variadas, aunque en general adoptan forma de estrella con seis puntas. Se forma cuando la temperatura es tan baja que el agua adquiere estado sólidos. Los copos nacen cuando las gotas caen y atraviesan una capa de frío (por debajo de 0°C) y cerca del suelo. También puede crearse a partir de los cristales de hielo de una nube. Apenas los cristales comienzan a caer a través de la nube, chocan con gotas de agua de la nube y con otros cristales de distintos tamaños, se unen entre sí y forman los núcleos congelados (a este proceso se le llama coalescencia) Los cristales de nieve son de tamaño variable, van desde los 50µm a 1 mm de diámetro (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c). Cuando la capa de aire frío cercana al suelo no tiene suficiente espesor o no es lo bastante glacial para que las gotas se congelen, éstas llegan a la superficie como agua sobreenfriada. Al entrar en contacto con los objetos terrestres (más fríos) el agua se solidifica rápidamente recubriéndolo con una capa de hielo. Esto se conoce como lluvia helada (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008c).

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Se le conoce como granizo a los granos o corpúsculos de hielo más o menos duros que caen de las nubes. El tamaño de estas partículas oscila entre pocos milímetros y dos o más centímetros. A diferencia de la nieve, el granizo se produce tanto en verano como en invierno. Su mecanismo está relacionado con las tormentas y los fenómenos eléctricos (Sarochar, 2012). El color blanco del granizo es debido al aire atrapado dentro de él y puede ser arrastrado de nuevo por corrientes de aire ascendentes. Si esto ocurre , se crearán nuevas gotitas de agua subenfriada se adicionan a las piedras de hielo aumentando su volumen en una sucesión de capas concéntricas hasta que su peso supera la fuerza del viento ascendente y cae al suelo (Ver Figura 3.4). Al observar una piedra de granizo, puede observarse la disposición de estas capas, se conocen como piel de cebolla por su estructura parecida a este vegetal (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

Figura 3.4 Proceso de formación de granizo. Fuente: Elaboración propia.

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La escarcha se forma de una manera semejante al rocío, pero sobre las superficies cuya temperatura en menor a 0°C. Con frecuencia la masa de hielo está constituida por gotas de rocío congeladas y cristales de hielo formado por sublimación a partir de vapor de agua (Fuentes, 2000).

3.4 La nubosidad Cuando el aire es enfriado por debajo de su punto de saturación el vapor de agua en él se condensa para formar nubes. Poe ejemplo, cuando el vapor de agua en el pico de una tetera es enfriado por el aire a su alrededor, una pequeña nube se forma. El aliento cálido y húmeda forma una nube miniatura cuando entra en contacto con el aire frío. Las nubes que se ven cerca todos los días se forman de muchas maneras pero todas pasan por el mismo proceso en general (enfriadas por aire bajo su punto de saturación (Lehr, 1957). Una nube es un conjunto o asociación, grande o pequeña, de gotitas de agua y/o cristales de hielo. La masa que forman se distingue a simple vista, suspendida en el aire. Estas masas se presentan en diferentes colores, aspectos y dimensiones, según las altitudes donde aparecen y las características particulares de la condensación (León y Quirantes, 2004).

3.4.1 Clasificación de nubes Las nubes se clasifican según su composición física en tres grupos (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  Nubes de agua: Compuestas totalmente por gotitas de agua y adoptan formas definidas y contornos delimitados.  Nubes de hielo: Son masas en suspensión de pequeños cristales de hielo y presentan estructura fibrosa y deshilachada con contornos indefinidos.  Nubes mixtas: Son mezclas de gotas y cristales en las que se observan características comunes a los dos tipos anteriores. La clasificación más usada por la meteorología se basa en la combinación de una división según su altura y según su forma. 3.4.1.1 Nubes altas Generalmente son de hielo, y ocupan el nivel superior de la tropósfera y pueden llegar a los 14 Km de altura o más (León y Quirantes, 2004).  Cirros: Son nubes separas, en forma de filamentos blancos y delicados, o de bancos o bandas estrechas, blancas o casi blancas. Estas nubes tienen un aspecto fibroso (como cabellos) o un brillo sedoso o ambos a la vez.  Cirrocúmulos: Banco, capa delgada o sábana de nubes blancas, sin sombras, compuestas por elementos muy pequeños en forma de granos, rizos, ondulaciones, unidos o separados y distribuidos con mayor o menor regularidad.  Cirrostratos: Son como un velo nuboso y blanquecino de aspecto fibroso (como cabellos) o completamente liso, que cubre total o parcialmente el cielo. 41

3.4.1.2 Nubes medias Las nubes medias ocupan un nivel intermedio entre los 3 y 7 Km. Siendo de este tipo las siguientes (Organización Meteorológica Mundial, 1993):  Altocúmulos: Es un banco de capa delgada o capa de nubes blancas o grises, o a la vez blancas y grises, que tienen sombras compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos, etcétera; las cuales son a veces parcialmente fibrosas o difusas y que pueden estar unidas o no.  Altostratos: Son láminas o capas de nubes, grisácea o azulada, de aspecto estriado, fibroso o uniforme, que cubre por entero o parcialmente el cielo, como una sábano, Tiene partes delgadas que permiten ver vagamente el sol, como a través de un vidrio deslustrado. Estas nubes no producen halos. 3.4.1.3 Nubes bajas Las nubes bajas exhiben generalmente una coloración naranja o roja y generalmente no superan los 2 a 3 Km de altura y pueden extenderse desde el nivel del suelo. Pueden ser de agua o mixtas (Organización Meteorológica Mundial, 1993):  Estratocúmulos: Es un banco, sábana o capa de nubes grises o blanquecinas, que tienen casi siempre partes oscuras; compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos, etcétera; no fibrosas, que pueden estar unidas o no.  Estratos: Es un capa de nubes generalmente gris, con base uniforme, de la que puede caer llovizna, prismas de hielo o cencellada [producida dentro de una niebla muy espesa y los cristales de hielo formados en ella se acumulan en los objetos formando una masa esponjosa y blanda (Fuentes, 2000)]. Cuando el sol es visible a través de la capa, su contorno se distingue claramente. Se presentan a veces en forma de jirones deshilachados, debajo de otras nubes.  Nimbostratos: Es una capa de nubes gris, a menudo oscura, con un aspecto velado por la precipitación de lluvia o nieve que cae relativamente continuamente de ella. El espesor de la nube es tan grande como para ocultar el sol completamente.

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3.4.1.4 Nubes de expansión vertical La máxima altura de estas nubes llega alcanzar el nivel de los cirros y su cota más baja no suele rebasar el medio kilómetro (Sarochar, 2012).  Cúmulos: Son nubes aisladas, generalmente densas y de contornos delimitados, que se desarrollas verticalmente en protuberancias, cúpulas o torres, su grumosa parte superior se asemeja a menudo a una coliflor o una palomita de maíz. Las porciones de estas nubes iluminadas por el sol son casi siempre blancas y brillantes; su base, relativamente oscura, es casi siempre horizontal. Son frecuentes sobre la tierra durante el día y sobre el agua en la noche. Pueden ser de origen orográfico o térmico. Presentan precipitaciones en forma de aguaceros.  Cumulonimbus: Nube densa y potente de considerable dimensión vertical, en forma de montaña o enormes torres. Una parte de su región superior generalmente es lisa, fibrosa o estriada y casi siempre aplanada; esta parte se extiende frecuentemente en forma de yunque o de vasto penacho. Estas nubes originan las tormentas, tornados, granizos. La base está entre 700 y 1,500 metros y los topes (parte superior) llegan a 10 0 12 Km de altura. Están compuestas por gotas de agua, cristales de hielo, gotas superenfriadas, focos de nieve y granizo. La turbulencia alrededor de ellas es muy fuerte.

3.5 El viento El viento es la variable de estado de de movimiento del aire. En meteorología se estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del aire se caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta (Zitnik, 1999). El viento es causado por las diferencias de temperatura existentes al producirse un desigual calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de la atmósfera. Las masas de aire más caliente tienden a ascender, y su lugar es ocupado por masas de aire circundante más frío y más denso. Se le denomina viento a la corriente de aire que se desplaza en sentido horizontal. Cuando estas corrientes se desplazan en sentido vertical, se denomina corriente de convección (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d). El origen de la energía mecánica que provoca el movimiento de las corrientes de aire proviene del Sol. En efecto, el aire por acción de las radiaciones solares se calienta y disminuye su densidad que provoca su ascenso a altitudes mayores. Entonces se forma una depresión que provoca el desplazamiento de aire frío superficial, que pasa a ocupar ese lugar por un movimiento convectivo; así es como se da lugar al nacimiento de un viento (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

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De acuerdo a lo anterior, cabe pensar en el siguiente modelo de circulación general de las corrientes de aire:  Las corrientes frías de tipo superficial, se desplazan de las regiones más frías a las más cálidas.  Las corrientes cálidas se desplazan al contrario pasando por encima de corrientes frías, circulando de zonas cálidas a más frías. Como ejemplo de esto están las brisas marinas, de las costas. En el día, la tierra se calienta más rápido que el mar por su coeficiente de calor menor, así el aire cálido asciende y su lugar pasa a ser ocupado por aire frío procedente del mar (brisa marina) mientras que en la noche, la circulación es a la inversa (brisa terral) (Figura 3.5) (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).

Figura 3.5 Mecanismo de la brisa marina (izquierda) y de la brisa terral (derecha). Fuente: Elaboración propia

En cuanto a las grandes corrientes de aire del planeta, existe una circulación general entre los polos y el ecuador en los que influyen los siguientes factores (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011):  Movimiento de rotación de la Tierra en torno a su eje: Da como resultado la llamada Fuerza de Coriolis, que tiene un movimiento en sentido a las manecillas del reloj en el Hemisferio Norte y al contrario en el Hemisferio Sur. Así, las corrientes de aire incorporan estas componentes a su dirección en cada Hemisferio.  Inclinación del eje de rotación respecto a la verticalidad eclíptica: Como cada región del planeta recibe radiación de manera distinta según la época del año, el patrón de corrientes de aire también está en función de la estación. El aire de la atmósfera experimenta procesos de circulación que determinan la climatología y la estacionalidad y evolución de los fenómenos meteorológicos. El aire caliente de la zona ecuatorial se hace más ligero y se eleva, al ascender se dirige en altura hacia los Polos (debido a la fuerza de Coriolis). Cuando el aire se enfría cae y en la superficie de la Tierra retorna al ecuador absorbido por bajas presiones generadas en la zona al ascender el aire caliente. En este trayecto se desvía (por la fuerza de Coriolis) a la Zona subtropical y ya es viento del Noreste en el Hemisferio Norte, y del Sureste en el Hemisferio Sur. A estos vientos se les llaman Alisios (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).

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En los Polos ocurre lo contrario. El aire frío es más pesado y se desplaza desde la zona polar a ras del suelo en dirección al ecuador. La fuerza de Coriolis lo desvía al Noreste en el Hemisferio Norte, y al Sureste en el Hemisferio Sur. Al descender de latitud el aire se calienta y asciende, volviendo a la Zona Polar por arriba, absorbido por la depresión en altitud que genera el aire. Una vez sobre el Polo, vuelve a enfriarse y desciende cerrando su ciclo (Sarochar, 2012). En latitudes templadas entre los 30° y 60° de latitud se origina el ciclo del aire de la zona que es más caliente que el polar pero más frío que el subtropical. Así, el aire de esta zona tiene tendencia a trasladarse hacia el Polo para llenar el vacío del aire ascendente en los 60° de latitud; al ser desviado por la fuerza de Coriolis adquiere un componente Oeste en ambos Hemisferios. Estos vientos de los oestes predominan en la zona templada generando el cinturón de los oestes (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d).

Figura 3.6 Circulación general de la atmósfera. Fuente: (Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología del Perú, 2008d)

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4 EL CAMBO CLIMÁTICO El cambio climático se refiere a las variaciones estadísticamente significativas en el estado promedio del clima o su variabilidad, siendo persistentes durante periodos largos, típicamente décadas o más (Villers, Arizpe, Orellana, Conde, y Hernández, 2009). Se calcula que la temperatura media global de la Tierra ha ascendido en 0.5°C durante el siglo XX, con una tendencia clara de 0.8°C/siglo hasta el año 1945, cuando se produjo una interrupción a este incremento que duró 25 años, hasta 1975, a partir de ahí se reinició esta tendencia alcista (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). El conocimiento de la influencia antropogénica en el calentamiento del clima ha mejorado en los últimos años. Actualmente se reconoce con un nivel de confianza (90%) que el calentamiento observado es debido al aumento de concentraciones de gases de efecto invernadero asociadas a actividades humanas, como se verá más adelante (IPCC-WGI,2007 citado en Villers, Arizpe, Orellana, Conde, & Hernández, 2009). A pesar de lo anterior, el cambio climático depende de variados factores naturales. En primer lugar, se encuentra el albedo. Como sabemos, una parte de la radiación que llega es reflejada por la atmósfera (sobre todo por las nubes) y por la misma superficie terrestre; se le denomina albedo a la fracción de energía incidente sobre una superficie que es reflejada por ésta. El albedo planetario de la Tierra aumenta con la latitud y varía estacionalmente (Casas y Alarcón, 1999). Podemos decir que el sistema tierra-atmósfera tiene un albedo promedio del 30%; la nieve fresca y algunas cumulonimbos extensos presentan albedos cerca del 90%, los desiertos se acercan al 25% y los océanos (que absorben casi toda la radiación que les llega) alrededor del 10% (Rodríguez, Benito, y Portela, 2004). Otro factor importante son los cambios regulares en la circulación atmosférica (Ver Figura 3.6), que condiciona la creación y movimientos de grandes masas de aire de distinta temperatura, grado de humedad y velocidad para equilibrar las diferencias térmicas de la Tierra. La atmósfera actúa como una máquina térmica en la cual la diferencia de temperatura entre los polos y el ecuador proporciona la energía necesaria para la circulación de la misma. La eficiencia de este sistema es muy pequeño, cerca del 2%. Las variaciones de circulación también pueden ser de carácter oceánico; un hecho de gran influencia en la circulación atmosférica es la ascensión importante de agua fría de las profundidades en las regiones ecuatoriales por la desviación de aguas superficiales que hacen los vientos Alisios (Casas y Alarcón, 1999).

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En ciclos de once años, la radiación procedente del Sol alcanza su valor máximo en relación con el número de manchas solares que son visibles sobre su superficie desde la tierra (Número de Wolf). Las manchas solares son zonas oscuras con temperaturas menores a 2000°C y trazan la actividad magnética del Sol. La fluctuación en el flujo de la radiación se sitúa en torno al 0.1% lo que da lugar a un ascenso estimado de 0.03°C en la Tierra, poco importante respecto al aumento generado por otros factores (Casado y Ricart, 2011). La tectónica de placas es también una causa natural que se le atribuye al cambio climático. Los continentes están continuamente reubicándose, con movimientos muy lentos acercándose o alejándose del Ecuador, los polos o cualquier otra dirección, por lo que se producen cambios lentos en el clima (Estrada, 2001). La producción de millones de toneladas de gases y cenizas a la estratósfera como consecuencia de la actividad volcánica, tiene efecto en el albedo terrestre con la consecuente alteración del clima. El efecto inmediato de las erupciones es un enfriamiento que se produce por la presencia de aerosoles a la atmósfera en un periodo de dos a tres años. Grandes cantidades de Gases de Efecto Invernadero (GEI) en la atmósfera modifica el balance energético de la Tierra, reduciendo la pérdida de calor (Martínez, Fernández, y Osnaya, 2004). Esto se verá a detalle más adelante. El efecto de todos estos factores sobre el Cambio Climático queda minimizado a corto plazo por la gran inercia térmica de los océanos, que impide que éstos actúen inmediatamente y acentúa las fluctuaciones de periodo de tiempo grande (IPCC, 2007). La primera variable climatológica susceptible de modificación por la actividad humana es la composición del aire (Ver antecedentes), sobre todo en gases trazas (dióxido de carbono, metano, óxido nitroso y otros) que absorben la radiación infrarroja procedente de la Tierra y la emiten de nuevo hacia ella. Este fenómeno se le conoce como Efecto Invernadero. La temperatura de un planeta está definida por su masa, la distancia con respecto al sol y la composición de su atmósfera, cuya ausencia provocaría que la temperatura media en la Tierra fuera de -20 °C (Estrada, 2001). Existen muchas otras sustancias contaminantes en la atmósfera procedentes de la actividad industrial, doméstica y de transporte del hombre que ejercen un efecto importante en el cambio climático. Por ejemplo, las partículas en suspensión (gotas líquidas extremadamente pequeñas) pueden contener sulfatos, iones amonio, nitratos, sodio, cloruros, metales, carbón, silicatos y agua; éstas difunden la luz solar (pérdida de la luminosidad para la vegetación) y favorecen la condensación del vapor de agua en el aire formando nubes, nieblas y precipitaciones, por lo que actúan como núcleos de condensación o de congelación. Por lo que pueden producirse modificaciones en la climatología de carácter irreversible para los diferentes ecosistemas (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

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Es importante señalar que el aumento artificial en la temperatura terrestre es transmisible directamente a partir del calor emitido por las actividades humanas (Villers, Arizpe, Orellana, Conde, y Hernández, 2009).

4.1 El Efecto Invernadero Nuestra atmósfera en torno a la Tierra actúa como una cubierta protectora y traslúcida que deja pasar la luz solar pero retiene el calor. De no ser así, el calor del Sol sería reflejada directamente al espacio y se perdería el calor irradiado. Es por esto que la atmósfera es comparada con el techo de cristal de un invernadero y se habla de un Efecto Invernadero. Los responsables de este efecto son los Gases de Efecto Invernadero (GEI) que forman parte de la atmósfera y retienen el calor (Comisión Europea, 2006). Los Gases de Efecto Invernadero (GEI) absorben eficazmente la radiación infrarroja emitida por la superficie de la Tierra, por la propia atmósfera debido a esos mismos gases, y por las nubes. La radiación atmosférica es emitida en todas direcciones, particularmente hacia la superficie de la Tierra. Así, los Gases de Efecto Invernadero (GEI) retienen calor en el sistema superficie-tropósfera. A esto se le llama Efecto Invernadero. La radiación infrarroja térmica de la tropósfera se encuentra conectada con la temperatura de atmósfera a la altitud que se emite. Un aumento de la concentración de Gases de Efecto Invernadero (GEI) da lugar a una mayor opacidad infrarroja de la atmósfera y a una radiación efectiva hacia el espacio desde una altitud mayor en una temperatura menor (IPCC, 2007). De las radiaciones solares que llegan a la Tierra están dentro del espectro de frecuencias del visible y del ultravioleta pero sólo el 70% (aproximadamente) de estas radiaciones las absorbe la superficie terrestre y la atmósfera. El porcentaje restante se refleja hacia el espacio exterior a través de la atmósfera y las nubes. Las radiaciones absorbidas son aproximadamente 216 Wats/m2∙año y pierden parte de su energía al impactar, por lo que son reflejados con mayor longitud de onda, entrando en la zona del infrarrojo en el espectro de frecuencias (Figura 4.1) (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011).

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Figura 4.1 Gama de longitudes de onda de la radiación. Fuente: Elaboración propia

La energía de la radiación incidente está dad por la siguiente expresión (Casas y Alarcón, 1999): E=h∙ ν=h∙ Donde: h: constante de Planck = 6,6242∙10-27 erg/s. c: velocidad de la luz = 2,998∙108 m/s. ν: frecuencia de la radiación. λ: longitud de onda de la radiación.

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Alrededor del 10% de la radiación que llega al suelo no se absorbe, sino que es regresada al espacio, pero el 90% restante que se absorbe se vuelve a emitir hacia arriba como radiación infrarroja, por lo que entra al espectro de absorción dentro de determinadas moléculas gaseosas de la atmósfera (Gases Invernadero), que la absorben de nuevo y las emiten en todas direcciones. El 45% de la radiación procedente del sol es absorbida por el suelo y es usada en toda una serie de procesos que integran un ciclo general (IPCC, 2007). La radiación procedente de la superficie es usada en procesos atmosféricos (29% de la radiación solar) como flujo de calor o es emitida de nuevo como radiación infrarroja (104% de la radiación total que llega a la Tierra). Gracias a esto se crea un ciclo energético al nivel del suelo que se cierra con la radiación que se emite a la atmósfera (Efecto Invernadero) y que debe ser del 88% de toda la radiación para que el ciclo energético sostenga su equilibrio (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). Para finalizar, restando la radiación emitida por la atmósfera y el suelo (el 88% del Efecto Invernadero), se obtiene que el 70% de la radiación total que llega a la tierra del Sol se refleja en longitudes de onda infrarrojas (Comisión Europea, 2006).

Figura 4.2 El calor queda aprisionado en la atmósfera, manteniéndose un equilibrio de flujo de radiación que mantiene una temperatura media de 15°C en la tierra. La acumulación de Gases Invernadero puede llegar a modificar este equilibrio. Fuente: (Takle, 2002)

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Los Gases de Efecto Invernadero son un componente gaseoso de la atmósfera, natural o antropógeno, que absorben y emiten eficazmente la radiación en determinadas longitudes de onda del espectro de radiación infrarroja térmica (radiación emitida por la superficie de la Tierra). Aunque su concentración es menor, se calcula que intervienen en un 50% al calentamiento global. El vapor de agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2), el óxido nitroso (N2O), el metano (CH4) y el ozono (O3) son los gases de efecto invernadero primarios de la atmósfera terrestre. Además, la atmósfera contiene gases de efecto invernadero antropógenos, como halocarbonos y otras sustancias que contienen cloro y bromo, como los hexafluoruros de azufre (SF6), los hidrofluorocarbonos (HFC) y los perfluorocarbonos (PFC) (IPCC, 2007). Por ejemplo, el metano absorbe 20 veces más energía que el CO2, el ozono (O3) hasta 2000 veces más y aún más los fluorocarbonos (Fundación Universitaria Iberoamericana, 2011). En el caso del dióxido de carbono (CO2), su concentración en la atmósfera se ha incrementado en un 25% en el último siglo. La producción de CO2 por actividades humanas, y en especial las industriales se debe al uso del carbón, petróleo y gas natural en la producción de cemento. A pesar de que puede considerarse una cantidad muy pequeña en comparación con su volumen total en la atmósfera, se supone una elevación de0.5°C de la temperatura media global del planeta. Aunque los humanos también exhalamos este gas, su cantidad es absorbido por las plantas como CO2 atmosférico (Robinson, Robinson y Soon, 2007).

4.2 Principales salidas y entradas de energía El 99.97% del calor que se usa en los procesos naturales de la superficie terrestre es suministrado por el Sol, incluso la energía que usamos en nuestra economía es mayormente solar. El carbón, petróleo y gas natural que aprovechamos contienen energía solar almacenada en tejidos vegetales por la fotosíntesis realizada en el pasado remoto (Kenneth, 1999).

4.2.1 La radiación solar La radiación que emite cubre todo el espectro electromagnético, pero la región más significativa se encuentra entre las longitudes 0.1 - 2.0 µm (del infrarrojo al ultravioleta), con un máximo de 0.48 µm (longitud de onda visible). En la tabla siguiente se describe en porcentaje la porción del espectro electromagnético que abarca la radiación solar (Casas y Alarcón, 1999): Tabla 4.1 Porcentaje de radiación solar que correspondiente al espectro electromagnético

Espectro Longitud de Porcentaje electromagnético onda (µm) Ultravioleta λ