2. Los cambios de temperatura se miden a partir
de los cambios en las otras propiedades de
una sustancia, con un instrumento llamado
termómetro, de los cuales existen varios tipos.
El termómetro mecánico se basa en la
propiedad de dilatación con el calor o
contracción con el frío de alguna sustancia.
4. Termómetro de máxima para medir la máxima
diaria, es de mercurio. Los termómetros que miden
la temperatura del cuerpo son de máxima.
Termómetro de mínima para medir la mínima diaria.
Como el mercurio se congela a -39º C, para asegurarse
de medir temperaturas menores que estas, se usan los
termómetros de alcohol, que se congela a –130º C.
5. Termógrafo:
instrumento que
registra en forma
continúa la
temperatura, se muestra
en la figura de abajo; el
registro se llama
termograma. La
medición de
temperatura se realiza a
través de un elemento
sensible bimetalico que
está conectado a un
sistema de transmisión
y amplificación el cual
posee un brazo
inscriptor con una
plumón de tinta en su
extremo registrando los
cambios de temperatura
sobre el termograma.
6. Estos instrumentos deben ser ubicados en
lugares que aseguren una correcta medición
de la temperatura, por ejemplo no deben
estar expuestos directamente al Sol, debido
a que el aparato absorbe más eficientemente
la radiación solar que el aire.
7. En una estación
meteorológica, los
termómetros se
ubican en la garita
de instrumentos,
que es una caseta
pintada de blanco,
con paredes de
celosías a manera de
persianas, que
permiten la
circulación libre del
aire y protege los
instrumentos del
Sol, la lluvia, el
viento, etc.; el fondo
de la caseta esta
formado por un
doble piso de
madera.
8. Para evitar el calor directo desde la tierra, se ubica a
1,5 m del suelo y para eliminar cualquier influencia
que pudiera alterar las mediciones, se instala en
lugares lo más libre posible de irregularidades
topográficas, bosques, construcciones, etc. y
pensando que estas condiciones se van a mantener a
lo largo del tiempo en el fututo, de modo que las
mediciones sean representativas del lugar y no se
alteren por los cambios del entorno. La ubicación de
la garita es estándar en todo el planeta, en el
hemisferio sur la puerta debe abrirse hacia el sur.
9.
10. Geotermómetros
Sirven para medir la temperatura del suelo, a
diferentes profundidades, generalmente a 2, 5, 10, 20,
50 y 100 cm. El suelo debe estar cubierto con gras y
rastrojos, a veces es necesario conocer los valores de
temperatura en condiciones de suelo desnudo. Las
observaciones deben realizarse en suelos
representativos, no disturbados, bien nivelados y no
sujetos a inundaciones
11. Temperatura del suelo
La superficie del suelo, con o
sin vegetación, es la principal
receptora y absorbente de la
radiación solar y de la radiación
atmosférica, siendo también emisora
de radiación. El balance de radiación,
variable en el curso del día y del año,
produce las variaciones respectivas
de temperatura del suelo y del aire.
12. La temperatura mínima
del suelo tiene lugar en el
momento en que el balance de
radiación pasa de negativo a
positivo luego, se incrementa
ocurriendo la máxima, cuando
el balance es máximo; a partir
de este momento, comienza a
disminuir.
Los suelos orgánicos
presentan una baja difusibilidad
térmica debido a su mayor
porosidad; además con la
profundidad disminuye la
amplitud de la temperatura,
produciéndose un retraso
progresivo de los momentos
de ocurrencia de las
temperaturas extremas
13. HELADAS
En muchas regiones del mundo las heladas constituyen un
verdadero factor limitante para la producción agrícola y donde
éstas son frecuentes, afecta la distribución de las especies
naturales y cultivadas, determinando el modo y tipo de cultivos
de una región. El fenómeno de la helada como contingencia
agrícola ocurre cuando la temperatura del aire desciende a
valores tan bajos que produce la muerte de las plantas.
La helada es un proceso a través del cual los cristales de hielo
son depositados sobre las superficies expuestas o se forman
dentro de los tejidos del vegetal, como consecuencia de que la
temperatura ha descendido por debajo del punto de
congelación del agua.
14. Tipos de Heladas
Se divide en tres grupos:
heladas según su origen
heladas según época
heladas según apariencia
15. Heladas según su origen
1. Heladas de Advección
Son provocadas por una invasión de aire frío procedente de otras regiones, se
presentan frecuentemente en zonas de climas templados que se encuentran bajo la
influencia del movimiento de masas de aire procedentes de los polos que se desplazan
sobre extensiones muy grandes, persistiendo por varios días provocando serios daños
en la agricultura. El aire frío se propaga con velocidades regulares y con corrientes
turbulentas en la capa de aire próxima al suelo. La nubosidad que puede acompañar, a
este fenómeno no tiene influencia decisiva sobre la temperatura, puesto que toda la
masa de aire está fría.
2. Heladas de Radiación
Son más localizadas que las de advección, afecta exclusivamente al
microclima. Se presentan en condiciones de aire en calma o con vientos muy flojos, el
cielo se presenta limpio debido a la escasez de vapor de agua facilitan las pérdidas de
calor por irradiación desde la superficie, constituye una característica esencial cuya
estabilidad atmosférica impide la mezcla turbulenta con capas superiores de mayor
temperatura.
En las laderas el aire más frío y más denso, drena hacia las partes más bajas de
los valles y planicies a través de un flujo laminar, dando como resultado que las heladas
sean más intensas y más frecuentes en las partes más bajas y en las depresiones del
terreno.
3. Heladas Mixtas
se producen cuando la advección y la irradiación ocurren en forma
simultánea. Otras veces, cuando el proceso de irradiación es fuerte. En otros casos, los
procesos de advección no llegan a producir heladas, pero contribuye a la formación de
heladas de irradiación.
16. Heladas según la época
1. Heladas invernales
Son las que presentan en el invierno, provocan menos
daños en los climas templados y fríos debido a que esta época la
mayor parte de las plantas se hallan en reposo.
Sin embargo, en zonas tropicales, los daños pueden ser de gran
consideración, especialmente en plantas perennes como el
cafeto, los daños son debidos a la falta de reposo significa en el
invierno y a su baja tolerancia al frío.
2. Heladas de primavera
Las de primavera o tardías son las que se presentan
después de haber finalizado el invierno en los climas templados y
fríos; son muy perjudiciales puesto que encuentran a las plantas
en estado activo con surgimiento de brotes, botones florales y
frutos.
17. 3. Heladas otoñales
Se presentan en otoño antes de iniciarse el
invierno pueden ser dañinas cuando todavía existe
vegetación activa. Los fríos prematuros en otoño
pueden interrumpir bruscamente el proceso de
maduración de frutos, ramas florales y de otros órganos,
de cuyo conjunto depende la producción del año
siguiente.
18. Heladas según la apariencia
1.Escarcha o helada blanca
Se conoce con el nombre de helada blanca o escarcha a la
presencia de hielo cristalino sobre la superficie de las hojas de las plantas y
sobre otros objetos expuestos a la irradiación nocturna. Esto ocurre cuando la
temperatura desciende hasta el punto de saturación del vapor de agua. En
estas circunstancias el vapor de agua pasa directamente al estado sólido,
formando cristales en forma de escamas o agujas.
2. Helada negra
Ocurre cuando existe bajo contenido de vapor de agua en la
atmósfera, de tal forma que la temperatura desciende por debajo de 0º C, sin
alcanzar al punto de saturación; por tanto, no hay formación de escarcha
sobre las plantas; si no que, el hielo se forma en agua de los espacios
intercelulares, que tiene menor concentración osmótica.
El hielo, por tener menor tensión de saturación, se comporta como una
sustancia higroscópica; esto permite la sequía por otro lado, el incremento de
volumen, asociado a la cristalización del agua bajo la forma de agujas,
ejercer presión en las paredes celulares, las que finalmente se rompen.
20. La Atmósfera
COMPOSICION DEL AIRE SECO
Gas Abundancia
La atmósfera es la capa de gases que rodea a la Tierra.
Se extiende hasta unos 1000 km, aunque en sus 15 primeros km se encuentra
el 95% de los gases que la componen.
Nitrógeno (N2) 78,08%
Oxígeno (O2) 20,95%
Argón (Ar) 0,93%
Dióxido de carbono (CO2) 0,03%
Otros gases nobles Menos de 0,001%
21. Atmósfera
Las plantas renuevan el aire:
1 Ponemos una vela
encendida y una planta
bajo una campana. La
vela se apaga.
2 Dejamos el conjunto
en un lugar soleado
durante una semana.
3 Al introducir en la
campana una cerilla
recién apagada se
aviva la llama.
Al principio la vela se apaga porque no hay
oxígeno para mantener la combustión.
La planta, bajo la acción de la luz solar, ha
regenerado el oxígeno.
Las plantas verdes toman dióxido de carbono del
aire y producen oxígeno, bajo la acción de la luz
solar.
22. La temperatura también cambia con la ALTITUD
Hace más frío a
medida que
subimos en altura.
La temperatura
disminuye 0,6º cada
100 m
+
frío
23. La Presión Atmosférica
• El aire, como cualquier otro
elemento de la Naturaleza pesa,
aunque nosotros no lo sintamos. El
peso que ejerce, entonces, el aire
sobre la superficie de la Tierra es lo
que conocemos como Presión
Atmosférica
24. PRESIÓN ATMOSFÉRICA.
PRESIÓN ATMOSFÉRICA Y ALTURA
Presión (milibares)
0 200 400 600 800 1000
28
24
20
16
12
8
4
Altura(kilómetros)
Presiónnormalalniveldelmar
BARÓMETRO DE CUBETA
La presión atmosférica es la fuerza por unidad de superficie ejercida por la masa
de aire atmosférico sobre la tierra. El barómetro es su instrumento de medida.
Everest
8845 m
760 mm
Presión
atmosférica
Presión del
mercurio
Mercurio
Vacío
A nivel del mar, la columna de mercurio sube hasta 760 mm de promedio,
equivalente a una presión de 1024 milibares (mb)
25. La presión atmosférica depende de la ALTITUD, de la
TEMPERATURA y de las CORRIENTES DE AIRE.
• A mayor altitud, menor presión
atmosférica
• A mayor temperatura, menor
presión atmosférica
26. Aire
caliente El aire se calienta en contacto con
la superficie terrestre y sube.
Alejado de la superficie, el aire se
enfría y baja.
Aire
frío
El Sol es el responsable del
movimiento del aire atmosférico,
(de la suave brisa marina y de los
vientos huracanados).
EL AIRE SE MUEVE
27. ELEMENTOS DEL CLIMA: PRESIÓN ATMOSFÉRICA.
Las isobaras son líneas imaginarias que unen puntos de la misma presión.
B A
La presión
disminuye
La presión
aumenta
Isobaras
VARIACIÓN DE LA PRESION EN BORRASCAS Y ANTICICLONES
Hay altas presiones (anticiclones) cuando los valores superan los 1013 mb, y
bajas presiones (borrascas) en caso contrario. Los valores de la presión
atmosférica varían con la altitud, situación geográfica y el tiempo.
28. ELEMENTOS DEL CLIMA: PRESIÓN ATMOSFÉRICA Y
VIENTOS.
El viento es el movimiento de las masas de aire con respecto a la superficie
terrestre.
DIRECCIÓN DE LOS VIENTOS
En los lugares que asciende el aire, disminuye la presión originando un centro de
bajas presiones o borrascas (B). Hay inestabilidad y se suelen producir
precipitaciones.
La veleta es el instrumento que
indica la dirección del viento.
El anemómetro es el instru-
mento utilizado para medir la
velocidad del viento expresada
en nudos o en m/s.
1 nudo = 0,5 m/s
En los lugares que desciende el aire, aumenta la presión formando un anticiclón (A)
Hay estabilidad atmosférica y
se suele hacer buen tiempo.
29. LOS ELEMENTOS DEL TIEMPO
La temperatura del aire
La presión atmosférica
La humedad del aire
El tipo y la intensidad de
las precipitaciones
El estado del cielo
El viento, su intensidad y
dirección
El higrómetro
El anemómetro y la veleta
El termómetro
La observación
El barómetro
El pluviómetro
INSTRUMENTOS DE MEDIDA
INSTRUMENTOS DE MEDIDA DE LOS ELEMENTOS DELCLIMA
30. Mapas del tiempo. Mapas de isobaras e
isotermas
Las isobaras son aquellas líneas imaginarias que une puntos de la Tierra cuya
presión, con respecto al nivel del mar, es la misma en un instante
determinado.
A
B
B
A
Las isotermas son aquellas curvas que unen puntos de la Tierra en que la
temperatura media del aire es idéntica en un período dado. A veces se
colorean en el mapa aquellas zonas que gozan de la misma temperatura en el
instante de la medición.
31. 1º IDENTIFICACIÓN DE LOS
ELEMENTOS VISIBLES DEL MAPA
ISOBARAS
CENTROS DE ACCIÓN
FRENTES
32. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO:
ISOBARAS
Isobaras
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
Indicación de
la dirección
del viento
•Localizar el valor de
cada isobara
•Indicar la dirección del
viento
•Señalar donde hay más
isobaras y están más juntas
33. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO:
CENTROS DE ACCIÓN
Centros de acción
A: Alta presión
(anticiclón)
B: Baja presión
(borrasca)
Indicación numérica
de la presión
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
•Localizar los centros de Altas
(mayor de 1013 mb) y Bajas
presiones (menor de 1013 mb)
•Señalar la presión del centro
34. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO:
FRENTES
Frentes
* Frio
* Cálido
* Ocluido
* Estacionario
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
•Localizar los frentes en el
mapa
•Indicar el tipio de frente que
es: frío, cálido, ocluido o
estacionario
•Indicar la dirección del frente
35. ISOBARAS
Son las líneas que unen sobre el mapa puntos con
igual presión.
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
36. ISOBARAS:
Dirección del viento
• El viento sigue la dirección de las isobaras
desde las zonas de alta presión
(anticiclones) hacia las zonas de baja
presión (borrascas). En el hemisferio norte
el viento circula en los anticiclones
siguiendo el sentido de las agujas del reloj y
en las borrascas en sentido contrario (efecto
Coriolis).
•Las isobaras nos son útiles para deducir la dirección e intensidad del viento
• En algunos mapas la
dirección del viento además
viene indicada con una
flecha
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
37. ISOBARAS:
Intensidad del viento
Cuanto mayor sea el gradiente de presión (diferencia de presión de un lugar
a otro), mayor será la intensidad del viento. Por lo tanto cuanto más isobaras
haya en una zona y cuanto más juntas estén estas querrá decir que la
diferencia de presión será mayor y por lo tanto el viento más fuerte.
Zonas con
fuertes vientos
Zonas con vientos
en calma
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
38. CENTROS DE ACCIÓN
• La media de presión a nivel del mar es de 1013 mb.
-Si la medida es mayor de 1013 mb estaríamos ante un centro de alta
presión o Anticiclón, representado con una A en los mapas del tiempo.
-Si la medida es menor de 1013 mb estaríamos ante un centro de baja
presión o Borrasca, representado con una B en los mapas de tiempo.
* En los mapas del tiempo puede aparecer una a (en minúsculas) o una b (en
minúscula). Nos están indicando altas o bajas presiones relativas. Esto significa
que existe un punto de una presión superior (en el caso de las altas relativas) o
inferior (en el caso de las bajas relativas) a la zona circundante, pero sin que
lleguen a los 1013 mb. En este caso suelen ser de origen térmico.
Prof. ISAAC BUZO SÁNCHEZ
39. MAPAS DEL TIEMPO EN SUPERFICIE
Los datos atmosféricos recogidos en
todo el mundo permiten elaborar los
mapas meteorológicos y predecir el
tiempo.
Las borrascas se originan en lugares a
los que asciende el aire caliente. Si lleva
humedad al enfriarse se forman las
nubes.
Los anticiclones traen tiempo estable y
soleado.
Las cifras que aparecen en las isobaras
indican la presión atmosférica en
milibares.
Los triángulos indican
un frente frío Los semicírculos indican un frente cálido.
Un frente es una zona en la que entran
en contacto una masa de aire frío y otra
de aire caliente.
B
B
A
A
Los semicírculos
indican un frente
cálido
40. SITUACIÓN SINÓPTICA DE INVIERNO: ANTICICLÓN TÉRMICO CONTINENTAL
DEL INTERIOR PENÍNSULAR. MAPA EN ALTURA.
BORRASCAS DINÁMICAS SUBPOLARES, CON FRENTES ASOCIADOS
42. Como la presión atmosférica se debe al peso del aire
sobre un cierto punto de la superficie terrestre, es lógico
suponer que cuanto más alto esté el punto, tanto menor será
la presión, ya que también es menor la cantidad de aire que
hay en su cima.
Tomando como referencia el nivel del mar, donde la
presión atmosférica tiene un valor de 760 mm, se comprueba
que, al medir la presión en la cumbre que se encuentra a unos
1.500 metros sobre el nivel del mar, la presión atmosférica
vale aproximadamente 635 mm; es decir, la presión disminuye
con la altura.
VARIACION DE LA PRESION CON LA ALTURA
43. VARIACIÓN ANUAL DE LA PRESIÓN
La presión atmosférica sufre una variación bastante regular en el curso
del año, siendo máxima en invierno, por la mayor densidad del aire frío
y, mínima en verano.
La amplitud de la variación anual de la presión atmosférica se
incrementa con la latitud: así, por ejemplo, en la zona ecuatorial, como
es el caso de Cajamarca (7º S) el rango es solamente 3mb.
Además de la variación regular, la presión varia considerablemente a
causa del pasaje de grandes masas de aire de un lugar, desde los
centros de alta hacia los de baja presión. En general en los centros de
altas presiones predomina buen tiempo y en los de baja, tiempo
lluvioso.
Con más propiedad, en meteorología se habla de cambios de tiempo
como resultado de la circulación de masas de aire manifiesta una gran
tranquilidad, pues a estas latitudes originan en las regiones templadas
y polares. No obstante, debe tenerse en cuenta que, como resultado de
la alternancia de verano y el invierno entre los dos hemisferios, norte y
sur, se observa una variación de la posición del ecuador térmico y, con
ello, la posición de la zona de convergencia intertropical.
44. Para una atmósfera
estándar se puede aplicar
también la siguiente
relación:
H =44308 (1 –
P/Po)0,19003
Donde:
P= Presión del lugar
Po= 1013 mb.
Altitud Presión
(km) (mb)
0 1013,00
5,5 500,00
10 265,00
20 55,30
30 12,00
50 0,80
80 0,01
100 0,0003
45. Altitudes sobre el nivel del mar de los relieves prominentes de cada
país en todo el mundo
46. Humedad Atmosférica
Por su gran capacidad de absorción de energía,
constituye el regulador térmico de mayor importancia en la
atmósfera. Una atmósfera cargada de vapor de agua
absorbe gran cantidad de energía calórica, impidiendo las
pérdidas de calor hacia el espacio; es decir, el calor
queda atrapado en la atmósfera, disminuyendo la amplitud
de la oscilación (efecto de invernadero).
La atmósfera seca es más transparente a la
radiación infrarroja, por lo tanto, la radiación solar llega
con mayor intensidad a la superficie, elevando la
temperatura del suelo y del aire junto a él, de la misma
manera, la energía que sale de la superficie se pierde
libremente al espacio, determinando mayor descenso. En
resumen, se produce una mayor amplitud de la oscilación
diaria de la temperatura
47. Índice de humedad
El contenido de vapor de agua de la atmósfera puede ser
expresado en términos de presión, densidad, humedad
específica, relación de mezcla, humedad relativa y punto de rocío.
1. Presión de saturación de vapor
La presión de saturación de vapor de agua (es) es la presión
ejercida por el máximo contenido de vapor en la
atmósfera, independientemente de la presencia de otros gases, es la
presión parcial del vapor de agua cuando está en equilibrio con una
superficie de agua pura.
Si se comprime el recipiente (aumenta la presión), sin
cambio de temperatura (isotérmico), se alcanza el punto en el cual
se produce el cambio de estado; o sea, el vapor se condensa dentro
del agua o el hielo. Si, por el contrario, se disminuye la temperatura
manteniendo la misma presión (isobárico), el vapor también se
condensa.
48. b. Fórmula de Tetens
El procedimiento de Clasius-Clapeiron es un tanto complicado, mientras que, el desarrollado
por Tetens es el más simple y bastante exacto cuando se trata de determinar la presión de
vapor de saturación dentro de los límites normales de temperatura atmosférica, tiene la
forma siguiente:
es = 6.11 x 10 (7.5T/(237.3 + T)
Donde es es la tensión de vapor saturante en mb, y T la temperatura del aire en °C.
2. Presión de vapor actual
La presión de vapor actual o real (e), es la parte de la presión atmosférica que es ejercida
por el vapor de agua existente en la atmósfera; puede ser igual o menor a la saturante.
Para la determinación de la presión de vapor actual o real, se hace uso de un instrumento
llamado psicrómetro.
49. Humedad Relativa
La humedad relativa constituye uno de los factores meteorológicos de gran
importancia, puesto que los organismos reaccionan según el grado de
saturación del vapor de agua.
La humedad relativa (Hr) es el grado de saturación de vapor de agua en la
atmósfera. Está dada por la relación entre el peso de vapor de agua
contenido en un volumen de aire y el peso de vapor de agua que
contendría si este volumen, estaría saturado. También puede decirse que
es igual a la relación entre la presión de vapor actual y la presión de vapor
saturante. Se expresa generalmente en porcentaje.
x = Hr = (e/es) 100
50. 4. Humedad absoluta
4. Humedad absoluta
La humedad absoluta (Ha), o masa especifica del vapor de agua, expresa el
contenido de vapor de agua por unidad de volumen; Como es muy difícil
medir el volumen de una muestra de aire en condiciones ordinarias, se
puede deducir una ecuación que permita calcular la humedad específica a
partir de otros parámetros fácilmente mensurables. Aplicando la ecuación de
estado se tiene:
dv = 217 e/T g/m³
En la que dv es la densidad del vapor de agua o humedad absoluta en
gramos de agua por m³ de aire (g/m³), e la presión de vapor, en mb.
51. Humedad específica
La humedad específica (q) es la cantidad de vapor de agua
contenido en una masa de aire húmedo (aire seco más vapor
de agua), se expresa generalmente en gramos de vapor por kg
de aire húmedo.
Donde:
e = Presión de vapor actual
p = Presión atmosférica
q = 622e/p
52. 6. Razón de mezcla
La razón de mezcla (w) se refiere a la relación entre la
masa de vapor de agua y la masa de aire seco, se
expresa también en g/kg.
w = 622e/ (p - e) g/kg
53. 7. Punto de rocio
Si a una muestra de aire, en la que se supone, que no entra ni sale vapor de agua, es enfriada
isobáricamente, alcanza una temperatura en la cual se satura. Esta temperatura es conocida
como punto de rocío ( ).
Cuando más alto sea el contenido de vapor de agua en la atmósfera, mayor será la temperatura
del punto de rocío. Al producirse la condensación se libera el calor latente cuyo valor es de
aproximadamente 600 cal/g, que es absorbido por el aire circundante, disminuyendo el ritmo de
enfriamiento.
Si el punto de rocío es menor que 0 ºC, se denomina punto de escarcha. Si las condiciones
atmosféricas permiten un descenso de la temperatura hasta este punto, se forma escarcha,
entonces habrá liberación del calor latente de sublimación (condensación más solidificación).
La determinación del punto de rocío es una práctica muy importante en meteorología, porque
además de indicar otras propiedades del aire, indica hasta que punto puede descender la
temperatura con cierta facilidad. Así, por ejemplo, cuando el contenido de vapor de agua en la
atmósfera es muy bajo, el punto de rocío puede encontrarse por debajo de 0 ºC; por lo tanto
existe la probabilidad de la ocurrencia de heladas.
Si el punto de rocío es la temperatura de saturación de una muestra de aire, entonces,
conociendo la presión de vapor se puede deducir la fórmula que permite determinar esta
temperatura, a partir de la ecuación de Tetens se tiene:
e -- es = 6.11 x 10 (7.5t/(237.3 + t))
= 237.3 Log(e/6.11)/(7.5 – Log(e/6.11))
54. Ciclo hidrológico
Se refiere a la circulación del agua en la naturaleza.
Tiene su inicio en los océanos, mares y lagos; de aquí el agua
se evapora y es transportada por el viento a toda la troposfera.
Bajo determinadas condiciones el vapor de agua se
condensa o se solidifica formando las nubes. Las gotitas de
las nubes crecen hasta vencer la resistencia del aire y dan
origen a la precipitación (lluvia, nieve, granizo), que cae tanto
en el mar como en el continente.
De la precipitación que cae sobre el continente, una
parte queda retenida temporalmente en el suelo y es
absorbida por la planta, de donde es transpirada, otra parte se
evapora; cuando el agua del suelo sobrepasa la capacidad
retentiva, se infiltra hacia las capas más profundas para
formar el agua subterránea; cuando la intensidad de la lluvia
es superior a la velocidad de infiltración, el agua discurre
sobre la superficie y pasa a formar parte de los cursos de
agua (quebradas, ríos, lagos y océanos). El ciclo continúa así,
en forma indefinida.
55. Característica del ciclo hidrológico
Circulación del agua del océano, a través de la atmósfera hacia el
continente, retorna, después de la retención en varios puntos, hacia el
océano, a través del escurrimiento superficial y subterráneo y, en parte, a
través de la propia atmósfera.
Presencia de cortos circuitos que excluyen segmentos del ciclo, como por
ejemplo, el movimiento del agua en el suelo y de éste hacia la atmósfera por
medio de la evaporación y la transpiración, sin pasar por el océano; se
evapora a partir de las gotas de la lluvia antes de haber caído a la superficie.
56. El ciclo hidrológico aunque pueda parecer un mecanismo continuo, con el agua moviéndose
a una tasa constante, no es cierto, pues el movimiento del agua en cada una de las fases
del ciclo tiene lugar de un modo bastante aleatorio; así, por ejemplo, parte del agua que
llega a los ríos puede percolar siendo incorporada al agua subterránea, mientras que en
otros casos, el agua subterránea constituye la fuente de los cursos de agua superficiales.
De la misma manera, la precipitación puede quedar, durante meses o años, retenida en la
superficie e forma de nieve o hielo antes de evaporarse o escurrir hacia los cursos de agua
o a la napa freática.
En determinadas ocasiones, la naturaleza parece trabajar en exceso, cuando se produce
lluvias torrenciales, dando lugar a inundaciones catastróficas, mientras que en otras
circunstancias parece que todo el mecanismo del ciclo cesa completamente, faltando las
precipitaciones con ello el agua para las plantas y los animales, produciéndose las temibles
sequías.
57. El ciclo hidrológico es movido por la energía solar cuya magnitud diaria es
mayor que toda la energía utilizada por el hombre desde los inicios de la
civilización.
Aun cuando se presentan fluctuaciones en el movimiento del agua en ciertas
fases del ciclo, el volumen total de agua ha permanecido constante durante
millones de años.
En cualquier momento sólo un 0.005% del volumen total de agua se mueve
a través del ciclo, el resto forma parte de los depósitos de agua (lagos,
océanos, hielo).
El océano contiene el 97,2% del total de agua, o sea aproximadamente,
1320 millones de Km³, cubriendo el 70% de la superficie del globo
58. Se estima que algo más de 350 mil Km³ de agua dulce se destilan (evaporan) cada año de
los océanos, esta humedad forma una cubierta alrededor de la tierra, formando parte de la
atmósfera, que retarda la pérdida de calor por irradiación; sin esta capa de vapor la tierra
debería tener una temperatura de –180 ºC.
De los 350 mil Km³ evaporados de los océanos, 300 mil regresan a ellos en forma de lluvia,
solamente 50 mil caen la tierra firme.
La precipitación es muy variable en el espacio y tiempo; en promedio, sobre la superficie
continental, es del orden de cero milímetros de espesor al año en los desiertos, hasta 11680
mm, en Hawai. La media de precipitación sobre el continente, es de 730 mm/año.
El 24% de las precipitaciones de la parte continental escurre hacia los ríos directamente; el
64% se infiltra y, el 12% se retiene en la superficie del suelo, en las plantas y otras
superficies evaporándose posteriormente.
59.
60. El viento
Es el aire en movimiento respecto a la superficie
terrestre; es una magnitud vectorial caracterizada por su
velocidad y dirección. Resultante de la interacción de varías
fuerzas, como: gradiente de presión, rozamiento, fuerza
gravitacional y la fuerza de Coriolis.
61. Importancia del viento en la agricultura
Efectos favorables
Transporta el bióxido de carbono, facilitando la
redistribución desde los lugares de mayor
concentración favoreciendo la fotosíntesis.
Transporta el oxígeno para la respiración de las plantas
y los animales aerobios. Cuando la concentración de
oxígeno es subóptima debida a la falta de ventilación
se produce una disminución del sistema radicular de las
plantas los brotes son más pequeños, etc.
62. Favorece la transpiración de las plantas
permitiendo la fecundación de las especies
anemófilas.
Transporta el polen de las plantas permitiendo
la fecundación de las especies anemófilas.
Produce el transporte de semillas, con la
consiguiente diseminación de las especies; este
efecto puede ser desfavorable cuando se trata
de malas hierbas, insectos, hongos o bacterias
patógenas.
Aumenta la dureza de los troncos y ramas de
los árboles.
63. Efectos desfavorables
Deformación de la copa de los árboles,
especialmente de aquellas que se encuentra
aislados.
Provoca caída de hojas, flores y frutos
Erosión de suelos agrícolas
Transporta gérmenes patógenos para los
animales y las plantas
Reduce el tamaño de las plantas que
crecen bajo la acción del viento.
64. Fuerzas que intervienen en el viento
a. Gradiente de presión
Sea un volumen cuya unidad de sección
transversal tenga una longitud dx paralelamente al eje de
la abscisas, sea p la presión en uno de sus extremos y p
+dp en el otro extremo; estas presiones dan lugar a
fuerzas que actúan sobre dicho volumen. La fuerza
resultante dp hace que las partículas sometidas a mayor
presión se dirijan hacia las que soportan menos. Siendo r
la densidad del aire.
La fuerza del gradiente de presión es la principal
causa de viento; se origina como resultado de las
diferencias de presión entre dos puntos de la superficie.
En la atmósfera, si no actúan otras fuerzas, la del
gradiente de presión hace que las partículas se dirijan
hacia los puntos de menor presión, tendientes a alcanzar
la igualdad de presiones en el sentido horizontal. Esta
fuerza actúa perpendicularmente a las líneas de igual
presión, representadas por las isobaras.
65. b. Fuerza de fricción
Se desarrolla una vez que el aire ha entrado en
movimiento, debido al contacto con la superficie; es
opuesta a la fuerza del gradiente de presiones,
disminuyendo la velocidad en los estratos inferiores.
c. Fuerza gravitacional
Es el resultado de la atracción ejercida entre la
masa de la Tierra y de la atmósfera; obedece a la ley de
gravitación universal de Newton, que dice; dos cuerpos se
atraen entre sí con una fuerza proporcional a sus masas y
e inversamente proporcional al cuadrado de sus
66. Tipos de circulación
A. Circulación Local
Se produce en pequeña escala, ocasionando por
diferencias térmicas, que se producen en el transcurso del
día y que dan lugar a los vientos periódicos, tales como
las brisas de mar y tierra, las de valle y montaña y los
vientos foehn.
a. Brisas de mar y de tierra
Es el resultado de las diferencias entre las
propiedades térmicas del agua y del suelo
Durante el período diurno se calienta más
rápidamente que el mar igual ocurre con el aire que
descansa sobre la superficie, generando un centro de baja
presión; por ende, el flujo de aire al nivel de superficie
será del mar hacia el continente por lo que se le denomina
brisa de mar, en cambio, en las capas altas de la
atmósfera se produce un movimiento en sentido contrario.
67. Durante la noche, el agua almacena por más
tiempo, el calor y el aire permanecerá caliente por más
tiempo, constituyendo centros de baja presión; mientras
que el continente se enfría más rápido y se forma zonas de
mayor presión, consecuentemente e movimiento se
establece del continente hacia el mar y se tiene las
denominadas brisas de tierra.
68. b. Brisas de valle y de montaña
Durante las primeras horas de la mañana, las laderas
se calientan más rápido que los valles, dando origen a
centros de menor presión relativa que en los valles;
consecuentemente, el aire fluye desde el valle hacia las
cordilleras, dando origen a las brisas de valle; mientras que
en las capas superiores de la atmósfera el flujo puede ser
en sentido contrario.
El ascenso de estas masas de aire es relativamente
lento y da lugar a la condensación del vapor de agua con
formación de nubes cumuliformes sobre las cadenas de
montañas.
En las primeras horas de la tarde cuando disminuye
el flujo de radiación solar, las montañas por su mayor
superficie de exposición y por estar bajo las masas de aire
menos denso, se enfría más rápidamente; la presión
atmosférica relativa es mayor en las partes altas que en los
valles; en efecto el aire drena desde las partes que en los
valles, en efecto el aire drena desde las partes altas hacia
las partes bajas, cuyo flujo se denomina brisas de montaña,
con velocidad de desplazamiento mayor que la de las brisas
de valle.
69. c. Vientos "foehn"
Cuando existen mesetas altas de gran extensión, el
aire frío acumulado empieza a drenar por las
laderas, produciéndose grandes cambios de temperatura
en poco tiempo; estos vientos son los denominados foehn
o chinoock; son molestosos, y desagradables.
70. B. Circulación regional
Se produce en escala mayor que la zonal o local; en la
mayoría de los casos, anula los efectos de ésta. Dentro de
esta categoría de vientos tenemos a los monzones de verano
y de invierno.
a. Monzones de verano
La palabra monzón se deriva de la palabra árabe
"mausim", que significa estación.
Soplan debido a la diferente presión entre las masa de aire
situadas sobre el continente y sobre el mar.
En verano sopla el viento monzónico desde el océano
Índico hacia tierras recalentadas del centro de Asia. El
continente se calienta más que el mar y se origina un mínimo
de presión que tiende a ser compensado por vientos húmedos
del sudoeste (monzón húmedo).
71. En el verano el continente se encuentra más
caliente que el mar y sobre él se desarrollan grandes
movimientos convectivos, dando lugar a la formación de
centro de baja presión; en cambio, sobre el mar el aire está
más frío y por lo tanto, las masas de aire caliente, con
grandes cantidades de vapor de agua se desplazan desde
el mar hacia el continente donde entra en convección, el
vapor se condensa dando lugar a lluvias intensas, que
producen daños de consideración por inundaciones y
desborde de los ríos; tal como sucede en las costas del
Asia.
Los monzones de verano, por la gran producción
de lluvia, permiten el crecimiento de la vegetación natural
y de los cultivos.
Los monzones de verano soplan en la dirección
contraria a la del esquema. Los monzones de verano
originan abundantes precipitaciones a su paso sobre el
continente (época de lluvias).
72. b. Monzones de invierno
Durante el invierno, la temperatura del mar es más alta
que la del continente, la estructura bárica se invierte, sobre el
continente predominan los centros de alta presión, en tanto
que, sobre el mar se desarrollan centros de baja presión, el
viento sopla del continente hacia el mar, transportando masas
de aire frío y seco.
En invierno el monzón sopla del continente asiático hacia
el océano Índico en forma de vientos secos del noreste
(monzón seco).
Las tierras están más frías que el mar y sobre este
asciende el aire que es remplazado por el que llega del
continente.
73.
74. Frentes
En función del tipo de masa que moviliza los frentes se clasifican en fríos y
calientes.
- Frente frío
Se produce cuando una masa de aire frío se desplaza y alcanza a otra
masa de aire caliente; al ser más fría y más densa la primera, se introduce por
debajo de la segunda en horma de cuña, el resultado es que el aire caliente,
además de ascender por convección se ve forzado y acelerado por la cuña de
aire; de aire frío que tiene debajo. Por consiguiente, cuando pasa el frente frío,
el tiempo cambia rápidamente, produciendo lluvias fuertes, de poca duración,
que pueden ir acompañadas de tormenta y granizo. Luego de haber pasado el
frente el tiempo es claro, sereno y con buena visibilidad.
76. - Frente cálido
Es aquel en el cual la masa de aire caliente es la
que se desplaza, por ser menos denso se eleva
gradualmente sobre la rampa de aire frío que tiene por
delante; al ascender se enfría adiabáticamente y el vapor
se condensa formando diversos tipos de nubes,
generalmente de poco desarrollo vertical, pero de gran
desarrollo horizontal. Este frente se manifiesta
primeramente por la presencia de nubes tipo cirros, que
luego aparecen nubes más densas que producen lluvias
de baja intensidad, pero de larga duración.
77. La presión atmosférica va
disminuyendo y el viento gira
bruscamente. En la fase final del
frente, las nubes desaparecen y la
presión se normaliza. Los frentes
tienen velocidad de desplazamiento
entre 20 y 30 Km/h.
78. - Frente ocluido
Es aquel en el cual se produce el encuentro
de dos frentes; el aire caliente intermedio es empujado
hacia arriba dando lugar a nubes con lluvias ligeras.
79. Nubes
Las nubes, al igual que las nieblas y neblinas, constituyen la parte visible
del contenido de agua que están flotando en la atmósfera; formadas por gotas
de agua y/o partículas de hielo resultante de la condensación y/o deposición
cuando el aire húmedo alcanza el punto de saturación. Las nubes abarcan un
gran espesor de la capa atmosférica.
80. Se forman generalmente como resultado del
enfriamiento del aire húmedo, por debajo del
punto de saturación. El mecanismo de
enfriamiento más importante es el adiabático
como resultado de la expansión del aire durante el
movimiento del ascenso vertical. Los tipos y
movimientos verticales importantes que ocurren
en la atmósfera son las siguientes.
- Turbulencia mecánica (fraccional);
- Convección (turbulencia térmica);
- Ascenso orográfico;
- Ascenso lento de capas extensas.
81.
82. Nubosidad
Fracción de cielo cubierto con nubes, en un lugar
en particular.
Las nubes se comportan como “pantallas de la
atmósfera”, actuando como amortiguadores de las
variaciones extremas de la temperatura: de día
interceptan la insolación, y de noche se oponen al
enfriamiento del suelo por irradiación. Como resultado, de
la irradiación del suelo es mayor cuando el suelo es
despejado, dándose en esta situación un mayor riesgo de
helada.
83. Nieve
Al igual que las nubes, tienen alto
índice de reflexión.
En los lugares cubiertos de nieve, durante el
día disminuyendo el saldo de radiación,
impidiendo que el suelo eleva su temperatura;
mientras que durante la noche, debido a las
pocas reservas de calor almacenado en el suelo,
la temperatura desciende considerablemente; es
decir, tanto la temperatura del día como de la
noche es relativamente baja y con reducida
oscilación, dependiendo, a su vez de la
nubosidad y de la humedad del aire.
84. Precipitación
Fenómeno meteorológico consistente en la caída
de hidrometeoros desde la atmósfera a la superficie
terrestre. Los hidrometeoros son partículas sólidas o
líquidas en las que predomina el agua, debido a su
reducido peso unitario están suspendidas por la acción
de la resistencia del aire, formando las nubes y nieblas;
o bien caen a través de la atmósfera, constituyendo la
precipitación.
85. Por evaporación-condensación
Se da cuando unas gotitas se evaporan a favor de otras; puede suceder en
los casos siguientes:
Cuando en la nube existe gotitas de agua sobrefundida y cristales de hielo
a la vez; cuando hay gotitas más calientes que otras y cuando existe
gotitas formadas en núcleos de solución salina, las primeras se evaporan
en beneficio de las segundas, las mismas que hacen de núcleos de
condensación.
Lluvia artificial
Se presentan dos casos:
1. Lluvia artificial en nubes frías o sobrefundidas
Existen circunstancias en que la precipitación no se produce aun cuando
existan gotas de agua sobrefundida, por que las gotitas son demasiado
pequeñas; esto puede deberse a la ausencia de núcleos de cristalización.
Uno de los métodos consiste en inseminar a la nube partículas muy finas
de bióxido de carbono sólido (-78ºC) o agregando a la nube una sustancia
que cristalice a temperaturas no tan bajas pero cuyo proceso sea similar a
la cristalización del agua; esto se consigue inseminando a la nube con
yoduro de plata (AgI) a –10 ºC.
86. El yoduro de plata (AgI) es un polvo
amarillento; para lograr la nucleación que
produzca el tamaño adecuado de los gérmenes,
se vaporiza a alta temperatura (1300 ºC) y los
vapores obtenidos son enfriados bruscamente.
Para aplicar en la atmósfera se utilizan los
generadores de “humo” instalados en el suelo y
los innumerables partículas, son transportados a
las nubes por las corrientes ascendentes naturales
y la difusión turbulenta; para lo cual debe tenerse
en cuenta la velocidad, dirección del viento y la
altura de las isotermas 0, -5 y –10 ºC.
87. 2. Lluvia artificial en nubes calientes
En las regiones tropicales y en condiciones en que
la temperatura de las nubes son superiores al punto de
solidificación del agua, se obtienen buenos resultados
mediante la aplicación de cloruro de sodio, previamente
calentado y finamente molido
88. Mecanismos de la precipitación
1. Por coalescencia
Consiste en la aglomeración de muchas gotas en
una sola, por el efecto de choques sucesivos que pueden
producirse gracias a una serie de fenómenos, como los
que a continuación se indican:
a. Por atracción electrostática entre gotitas de la nube
cargadas con electricidad de signo contrario;
b. Por inducción electromagnética provocada por el
desplazamiento de las gotitas dentro del campo
electromagnético terrestre;
c. Por atracción hidrodinámica entre gotitas vecinas y
en movimiento relativo respecto al aire circundante;
d. Por la microturbulencia producida en el interior de
la nube, que engendraría colisiones análogas a las que
implica la teoría cinética de los gases;
e. Por el barrido de las gotitas pequeñas, por la caída
de las más grandes.
89. Características de las precipitaciones
1. Cantidad de lluvia
La cantidad total de precipitación caída sobre una
superficie determinada y en un período dado, es
expresada en términos de altura de lámina de agua que
cubriría una superficie horizontal impermeable y sin
escorrentía superficial ni infiltración. Esta profundidad es
expresada generalmente en milímetros, que es
equivalente a litros por metro cuadrado.
2. Duración
La duración de una precipitación es el tiempo transcurrido
entre el inicio y el término de la misma; se expresa
generalmente en minutos, también puede referirse al
tiempo en el que una precipitación cae con una intensidad
uniforme.
90. 3. Intensidad
La intensidad de la precipitación o de una
parte de ella representa la razón de caída de agua
en la unidad de tiempo, se expresa por lo general
en mm./hora.
La intensidad influye en la formación de la
escorrentía superficial y en la evaporación
4. Frecuencia
Ocurrencia de una precipitación igual o
menor a un valor dado, durante un período de N
años. Se expresa generalmente en porcentaje.
F = (m/N)100
91. Evapotranspiración
Término utilizado para designar al total de la
evaporación ocurrida desde la superficie del
suelo y la transpirada por las plantas, como
estos procesos son similares, ocurren de
manera simultanea y son muy difíciles de ser
separados, en agricultura se prefiere
manejarlos en forma conjunta.
92. Evapotranspiración potencial
El concepto de evapotranspiración potencial (ETp), fue
introducido por Thornthwaite quien, en su propuesta de
1948, asumió que la evapotranspiración permanecía en los
niveles potenciales mientras había humedad en el suelo.
Penman, en 1,956, con la finalidad de uniformizar
criterios, desarrollo un concepto sobre la ETp que ha sido
aceptado por la Organización Meteorológica Mundial
(OMM), dice lo siguiente; la evapotranspiración potencial es
aquella que tiene lugar a partir de un suelo cubierto
totalmente por una vegetación rastrera, con densidad y
altura uniforme (10 a 15 cms.), en crecimiento activo y bajo
condiciones óptimas de humedad.
93. Clases de evapotranspiración
Evapotranspiración actual
La evapotranspiración actual o real ETr, es
la que tiene lugar bajo condiciones naturales de
humedad existentes en el suelo; es decir, en
función de las características del clima reinante,
dependiendo exclusivamente del agua de las
precipitaciones. A medida que el suelo se seca, la
evapotranspiración ocurrirá por debajo de su tasa
potencial, en consecuencia, la ETr será igual o
menor a la potencial.
94. Evapotranspiración potencial de cultivo
La evapotranspiración potencial del cultivo ETc, es aquella
que se refiere a un cultivo exento de enfermedades que crece en
un campo extenso (una o más hectáreas) en condiciones óptimas
de suelo y agua en el que se llega al potencial de plena
producción. Las condiciones locales y las prácticas agrícolas e
inclusive los tipos de plantas y la selección de variedades pueden
repercutir de un modo considerable en ETc.
95. Importancia de la evapotranspiración
La evaporación y la transpiración representan una
cantidad significante de transferencia de masa y
energía en el sistema tierra-atmósfera; por
consiguiente, tiene que ver con una serie de
aspectos físicos y operaciones de riego.
1. En el ciclo hidrológico, los cambios de fase del
agua, de líquido a vapor y viceversa, constituyen
los mecanismos más grandes de redistribución de
la energía solar; pues ésta permite la circulación
del agua desde los océanos hacia la atmósfera y
de ésta a la superficie terrestre.
96. 2. El efecto físico más importante es el enfriamiento que se
produce en la superficie evaporante; juega un rol muy
importante en la regulación térmica de las plantas y
animales y del medio ambiente, puesto que la
transpiración tiene lugar a expensas de energía. La
reducción de la transpiración de las plantas puede
resultar en un incremento de la temperatura entre 2 y 3
ºC, pudiendo llegar a 10 ºC en condiciones extremas.
3. Representa el proceso de mayor importancia,
desde el punto de vista agrometeorológico.
Pues, las plantas requieren grandes cantidades
de agua; por ejemplo: para producir un
kilogramo de trigo se requieren
aproximadamente 1000 kg de agua, de los
cuales el 99.9 % se pierde por
evapotranspiración.
97. 4.La evaporación natural tiene lugar solamente
cuando la presión de vapor actual es menor que la
presión saturante en la atmósfera y puede continuar
solamente si existe una fuente adicional de energía.
Plantas expuestas al 100% de humedad relativa
muestra una reducción en la velocidad de
crecimientos; esto se debe a la interrupción de la
traslocación de sustancias nutritivas desde el
suelo, conjuntamente con el agua.
5.Su determinación constituye una de las fases más
importantes en la cuantificación de las necesidades
de agua para riego.
98. Determinacion de la ETP
Lisímetros volumétricos
Los lisímetros volumétricos tienen una cámara de
percolación que sirve para determinar la cantidad de agua
percolada entre dos mediciones sucesivas.
La evapotranspiración se determina a través de la
ecuación del balance hídrico siguiente:
ET = (PP + R - I- P) / n
99. ET es la evapotranspiración en
mm/día; PP es la precipitación del período
transcurrido, R es la cantidad de agua necesaria
para recuperar la capacidad de campo; I es la
infiltración, P incremento de peso de cultivo y n,
el número de días transcurridos desde el inicio
de la observación, que se cuenta a partir del
momento en que el lisímetro fue puesto en
capacidad del campo, todos los datos deben
estar expresados en espesor de lámina de
agua, en milímetros.
100. Método de Thornthwaite
El agro climatólogo W. Thornthwaite, desarrollo un método de
determinación de la evapotranspiración potencial utilizando solamente la
temperatura media del aire, que es un parámetro que se observa en casi
todas las estaciones meteorológicas del mundo.
La evapotranspiración según el método de Thornthwaite ha
obtenido popularidad mundial, particularmente porque exige solamente el
conocimiento de la temperatura y porque se presenta como base para una
clasificación mundial de los climas.
Da buenos resultados en condiciones cálidas y
semidesérticas, siendo necesario, ciertas correcciones para otras
condiciones. La confiabilidad del método de Thornthwaite, disminuye en la
estimación de la ET para cortos períodos; en compensación aumenta
gradualmente con el alargamiento del período. Por eso, se recomienda que
la fórmula sea verificada con medidas de la ET, realizadas, con lisímetros o
por otros métodos más precisos.
101. Este método tiene la siguiente expresión:
ETp = 16 (10t/I)a
Donde:
ETp es la evapotranspiración potencial en mm por
mes de 30 días y de 12 horas de duración; t es
temperatura media mensual en grados centígrados, I es
índice de calor anual:
I = ∑ i
Siendo i el índice de calor mensual:
i = (t/5) 1.514
a = 0,0000006751I3 - 0,000071I2 + 0,01792I + 0,49239
102. 2. Índices bioclimáticos
2.1. Generalidades
Delimitar de una serie de tipos climáticos basados en parámetros
termométricos o pluviométricos, es de gran utilidad para expresar
las relaciones clima-vegetación.
Otro factor a tener en cuenta es la continentalidad.
103. Los índices bioclimáticos se obtienen
mediante fórmulas que combinan de forma
variada algunos parámetros climáticos
y, eventualmente, ciertos factores que
influyen en el clima, como la altitud o la
latitud.
Persiguen sintetizar y resumir los parámetros
más importantes.
104. 2.2. Índices de continentalidad
Valoran el grado de influencia marina u oceánica en un
territorio.
Su efecto se traduce en la amortiguación de las temperaturas
extremas en las áreas oceánicas, es decir, tienen una
oscilación de temperaturas a lo largo del año menor que en las
áreas continentales.
Numerosos índices propuestos, en el cuadro 1 se resumen
algunos.
Llevan a distinguir entre zonas oceánicas y zonas continentales
(ver cuadro 2).
108. 2.4. Índices pluviométricos y
termopluviométricos (ombrotérmicos)
Importante la cantidad total de lluvia, pero
también la distribución a lo largo de las
diferentes estaciones del año.
La efectividad de las precipitaciones depende
de la mayor o menor torrencialidad y de las
temperaturas, ya que con su aumento se
elevan también las pérdidas por
evapotranspiración, así como del suelo.
Numerosos índices (cuadro 4), algunos de ellos
se denominan de aridez.
109.
110. 2.5. Evapotranspiración
Evalúa las pérdidas de agua por evaporación del
suelo y transpiración de las plantas.
Contribuye a evaluar la efectividad de las lluvias.
Tipos:
✔ Potencial (si hubiera suficiente agua), da una idea
del estrés hídrico.
✔ Real (en función de la potencial y del agua
realmente disponible).
Cálculo
✔ Evapotransporímetros.
✔ Thorntwaite (aproximación empírica).
✔ Blaney y Cridle, F.A.O (empírica).
111. 3. Diagramas bioclimáticos
● Mes seco si P (mm) < 2T (°C).
● Se usan dos escalas una para la temperatura y otra
para la precipitación, de manera que a x grados de
temperatura le corresponden 2x milímetros de lluvia.
● La escala de precipitaciones se divide por 10 a partir
de 100 m, para evitar que los diagramas desborden
por arriba.
● Se representan los meses en el orden enero -
diciembre (ver figura 1), para las estaciones situadas
en el hemisferio Norte, julio - junio (ver figura 2), para
el hemisferio Sur.
● Se pueden complementar con referencias a las
heladas probables y seguras, el período de actividad
vegetal, diversos índices y la diagnosis bioclimática.
● Permiten comparar de un solo vistazo los climas de
estaciones de todo el Mundo
112. 4. Clasificaciones climáticas
4.1. Tipos de clasificaciones climáticas
Fundamentadas en las temperaturas (cálido,
templado, frío, polar, etc.).
Fundamentadas en las precipitaciones (árido,
semiárido, seco, subhúmedo, húmedo, etc.).
Mixtas (Dantin y Revenga, Emberger, Lang,
Martonne, Thorntwaite, Troll, etc.).
Relacionadas con distribución de plantas
(bioclimáticas)
✔Agroclimáticas (Papadakis, Turc, etc.).
✔Fitoclimáticas (Köppen, Walter, Rivas-Martínez).
116. a:
T es la temperatura media del mes más frío.
T es la temperatura media del mes más
cálido.
T es la temperatura media anual.
b:
P es la precipitación media (cm) del mes más
seco.
P es la precipitación media (cm) del mes más
húmedo.
P es la precipitación media anual
(cm).
117. 1: f significa que la precipitación se distribuye a lo largo de
todo el año.
2: w significa que el invierno es relativamente seco.
3: m significa un clima monzónico con un corto periodo
invernal.
4: h o k puede ser añadido en un tercer nivel a los climas
tipo B, si T > 18 o T < 18, respectivamente.
5: s significa un verano seco.
(a): si la lluvia se distribuye a lo largo de todo el año.
(b): si la mayor parte de la lluvia cae en verano.
(g): si la mayoría de la lluvia cae en invierno.
Un tercer símbolo es en ocasiones añadido en
los tipos C y D según la temperatura, tal y como aparece
en el cuadro 6.
118.
119. 4.3. Zonas de vida de Holdridge
El sistema de Holdridge intenta clasificar
las diferentes áreas del mundo, considerando como
zona de vida un grupo de comunidades vegetales
dentro de una división natural del clima, las cuales
tomando en cuenta las condiciones edáficas y las
etapas de sucesión, tienen una fisonomía similar en
cualquier parte del mundo.
Los factores que se tienen en cuenta para
la clasificación de una región son la biotemperatura
(rango de temperaturas entre 0 y 30°C), la
precipitación y la evaporación potencial, calculada
esta última como el producto de la biotemperatura
por 58,93, con un resultado expresado en
milímetros.
De forma resumida se puede ver esta
clasificación en el cuadro 7:
122. 4.5. Clasificación de Rivas Martínez
Precisa para el cálculo de las diversas unidades de
algunos índices adicionales, que se presentan en el cuadro 9.
123. Rivas Martínez distingue 5 tipos de unidades básicas o
macrobioclimas: Tropical, Mediterráneo, Templado, Boreal y
Polar y dentro de cada una varios bioclimas (ver cuadro 10).
124. 5. Biomas
5.1. Generalidades
o Un bioma es una región amplia caracterizada por plantas y
animales bien adaptados al medios físico de su área de
distribución.
o Principales grupos de plantas y animales discernibles a escala
global.
o Pautas de distribución fuertemente correlacionadas con las de
los tipos de climas.
o Se pueden identificar a través del tipo de vegetación climácica,
pero incluyen también los restantes tipos de vegetación y fauna.
Principales caracteres utilizados para reconocerlos:
✔ Pautas globales de distribución.
✔ Características generales del clima regional.
✔ Características del sustrato y tipos de alteración.
✔ Características de la formación vegetal potencial.
✔ Tipos más característicos de fauna.
125. 5.2. Biomas del Mundo
Se distinguen los tipos que se detallan a continuación,
centrándonos en la vegetación:
✔ Selva tropical siempre verde
✔ Sabanas y bosques monzónicos
✔ Desiertos cálidos y fríos
✔ Zona mediterránea de esclerofilos.
✔ Laurisilvas.
✔ Bosques caducifolios templados.
✔ Praderas y estepas templadas.
✔ Bosques boreales de taiga.
✔ Tundras polares y antárticas.
126. Se suelen distinguir también los Biomas
extrazonales, independientes del clima general y
ligados a ambientes especiales que pueden darse en
el seno de casi cualquiera de los Biomas zonales:
✔ Humedales
✔ Ríos
✔ Salinas Grandes relaciones con los principales tipos
de diagramas bioclimáticos y con las principales
formaciones (como se observa en las figuras 3 y 4).
130. 7. Fuentes de consulta
7.1. Bibliografía básica
Alcaraz, F.; Clemente, M.; Barreña, J.A. y Álvarez
Rogel, J. 1999. Manual de teoría y práctica de
Geobotánica. ICE Universidad de Murcia y Diego
Marín. Murcia.
Elías, F. y Ruiz, L. 1977. Agroclimatología de España.
Cuad. INIA, 7, Ministerio de Agricultura, Madrid.
Fernández González, F. 1997. Bioclimatología. In
Izco, J. et al., Botánica. McGraw - Hill, Madrid, pp:
607-682.
Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices
in plant geography. Acta Phytogeographica Suecica
67: 1-108.
131. 7.2. Bibliografía complementaria
Bagnouls, F. y Gaussen, H. 1953. Saison séche and indice
xerothermique. Bull. Soc. Hist. Nat. Toulouse 88: 193-
239, Toulouse.
Capel, J.L. 1986. El clima de la provincia de Almeria, 2ª ed.
Publicaciones Caja Almería, Almería.
Elías, F. y Ruíz, L. 1981. Estudio agroclimático de la región de
Castilla - La Mancha. Departamento de Agricultura de la Junta
de comunidades de Castilla - La Mancha, Madrid.
Fernández García, F. 1995. Manual de climatología aplicada.
Síntesis, Madrid.
Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices in plant
geography. Acta Phytogeographica Suecica 67: 1-108.
Walter, H. 1970. Zonas de vegetación y clima.
Omega, Barcelona.
Walter, H. y Lieth, H. 1967. Klimadiagram Weltatlas.
Fischer, Jena.
132. 7.3. Direcciones de Internet
http://www.bom.gov.au/climate/averages/tables/cw_09
4030.shtml
http://www.bom.gov.au/climate/forms/map_forms/imag
emap.shtml
http://www.globalbioclimatics.org/
http://www.mobot.org/MBGnet/salt/index.htm
http://www.runet.edu/~swoodwar/CLASSES/GEOG23
5/biomes/intro.html
http://www.ups.edu/biology/museum/worldbiomes.html
