Geografia Fisica.pdf

  • Uploaded by: Alix Rodriguez
  • 0
  • 0
  • February 2021
  • PDF

This document was uploaded by user and they confirmed that they have the permission to share it. If you are author or own the copyright of this book, please report to us by using this DMCA report form. Report DMCA


Overview

Download & View Geografia Fisica.pdf as PDF for free.

More details

  • Words: 411,963
  • Pages: 620
Loading documents preview...
Geografía Física

120º

lSOº

180°

lSOº

120º

60º

SOº

40º

30º

10º Oº 10º 20º

30º

40º

SOº

1

o o o ce

Bajo el nivel del mar

o o O

00000 00 00 NV\ ll"IN

o o 0

¿

o o o N

o V\

¿

1:! o .o o ºº
o o l/"\

Sobre el nivel del mar

EL RELIEVE DE LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

40°

Los mapas de las áreas continentales y de los fondos marinos (arriba e izquierda) están basados en la proyección Mercator. El relieve está repre­ sentado por un sombreado plástico con iluminación de un sol simulado desde el oeste a una altura de

20'

sobre el horizonte. Las zonas elevadas o

deprimidas, marcadas en metros en la escala de color están representadas

30°

variando el matiz de los colores. Las imágenes hemisféricas (derecha) utilizan el mismo sistema de colores. Estos mapas están· realizados a partir de datos digitales obtenidos cada

5'

de latitud y longitud, representando la mejor información disponible de

20°

las siguientes fuentes: Estados Unidos, América Central, Sur de Canadá, Europa Occidental, Japón: US. Defense Mapping Agency. Australia, Nueva Zelanda: Branc/J of

10º

Mineral Resources CS!RO (Australia), Department of Scientific and In­ dustria! Research (Nueva Zelanda.) Resto de las masas terrestres del mundo: Fleet Numerical Oceanography Center (US. Na11y) from 10minute grid Áreas oce;ínicas: US. Naual Oceanographic Ojfice_



Imágenes digitales por Dr. Peter W. Sloss, NOAA-National Geophysical

10°

Data Center, Boulder, Coloradci,.con el equipo de procesamienro de datos

del National Snow y del Ice Data Center, Boulder, Colorado, 1986. Los datos utilizados para producir estas imágenes están disponibles en el

90°

60°

National Geophysical Data Cenrer, Código E/GC, Colorado,

80303-3328

325 Broadway,

Boulder,

90º

60º

30º



30°

60º

90º 70º

60º

50°

40º

30º

20º

10º Oº 10º

20º

30º

40º

50°

Imágenes hemisféricas

Geografía Física

Artbur N. Strabler Alan H. Strabler

EDICIONES OMEGA, S.A. Plató, 26 - 08006 Barcelona

/.a

ed ic ió n original de est :.1 obra ha siclo publicada en inglés por la editorial

Jolrn Wilev &

Sons,

!ne., con el título

MODENN P/JYS!CAL GEOGNAPH\.

Trauucido de la

3."

edición americana por

Marta Barrutia ) Pece Sunyer '

Uce11ciados e11 Gp()gra(ia e Historia

1-'otogra/fa de la cubierta: 1magen del Lansat ele una p a rt e del Sis1e111a del Rift Val ley de África Oriental. Aquí se muestra el Rift Grego1·y en el sur de Kenia. En el fondo del valle .se encuentra el Lago Naivasha (arriba. en negro) y el cr::íter

l.ongon o1 . Para 1rnís 2 188-07055, 29 de julio de 1975.

del volc:ln

detalles véase la Límina

E.2.

(NASA

l'HTS

Reproducida con permiso del FOSAT )

A lo largo del libro, l:ts ilu.straciones en las que se indic:t

A p ar tir del 111a/Ja hase l lomolosine

de Coocfr han utilizado el 1n;ipa base ele Goode nº 201 HC World

con

copyrig ht

de la Llniversicbd ele Ch ict go. Usado con el permiso del Departa­

mento de Geogralú ele la l 'niver.siclad de Chicago.

l'ri111l!ra r!'i111/Jresió11 marzo

/'J'J4

Quedan rigurosa111e11Le prohibidas. sin

b

autor izació n

escrit:.i ele

los titulares

del "Copvright .. , bajo las sanciones establecidas en las leyes, la reproducción LOtal o parcial de esta obra por cualquier medio o procedimienLO, compren di­

dos la reprografía

y

e l tratamiento infor má tico ,

y

la distribución de ejemplares

de ella mediante alquiler o préstamo públicos, así como la exporta ció n e importación de esos ejempl ares para su distribución en venta, fuera del ámbiLO de la Comunidad Económica Europea.

© 1978, 1983, 1987 John Wiley & Sons ,

!ne.

y para la edición espaí'iola

© 1989 E diciones

Omega,

S.A.,

Barcelona

ISBN 8-l-282-0847·6

Depósiw Legal. B. 5237·199-J Pr inte d in Spain Li ber graf. S.f.. Con stituci ó , 19

·

08014 Barcelona

Los autores

ARTHUR N. STRAHLER (n.

1918)

recibió su graduación B.A. en

1938

en el College of Wooster, Ohio, y su doctorado en Geología (Ph.D.) en la Universidad de Columbia en

1944.

Es miembro de la Geological

Society of America y de la Association of American Geographers. Fue

1941 impartiendo 1958 a 1967, y como desde 1959 a 1962. Es autor

elegido profesor de la Universidad de Columbia en sus clases como profesor de Geomorfología desde catedrático del Departamento de Geología

de una gran cantidad de manuales de geografía física, ciencias del medio ambiente y ciencias de la tierra.

1943) 1969 por

1964

ALAN H. STRAHLER (n.

recibió su graduación B.A. en

doctorado (Ph.D.) en

el Department of Geography and Envi­

y su

ronmental Engineering de la Universidad Johns Hopkins. Las publica­ ciones de sus investigaciones tratan temas sobre fitogeografía, ecología forestal, métodos cuantitativos y percepción remota. Es profesor y cate­ drático del Department of Geology and Geography en el Hunter Colle­ ge de la Ciudad Universitaria de Nueva York. Es coautor de diferentes manuales sobre geografía física y ciencias del medio ambiente.

VD

Prólogo a la edición espanola

Los geógrafos españoles y de Latinoamérica nos había­

del texto, extenso y con gran cantidad de información y

mos acostumbrado durante los últimos catorce años a la lectura y consulta periódica del manual

Geografía Física,

ejemplos, resulta agradable y de fácil comprensión gra­ cias a los mapas, diagramas, cuadros y fotografías. Las

año en que se publicó la

figuras no solamente acompañan y complementan al tex­

de A.N. Strahler. Desde

1974,

primera versión castellana, Ediciones Omega ha ofrecido

to, con su escala y lenguaje propios, sino que lo hacen

un servicio muy útil a todos los interesados por las cien­

más vivo y próximo al lector. A todo ello hay que añadir

cias de la tierra, especialmente los geógrafos. La

la excelente compaginación, con frecuentes encabeza­

fía Física

Geogra­

de A.N. Strahler se convirtió en un manual

clásico para los estudiantes universitarios por la cantidad de información, su clara estructuración y la abundancia de elementos gráficos.

Physical Geography,

Quienes estudien geografía física con el libro de A.N. y A.H. Strahler tendrán la suerte de disponer de un manual

Ahora Ediciones Omega nos complace con la publica­ ción de la versión castellana de la

mientos. En fin, un manual denso y rico en información, pero de lectura y consulta cómodas.

3.'

edición de

Modern

de A.N. Strahler y A.H. Strahler, y

editada por John Wiley & Sons en

1987.

completo del medio físico. Los temas son tratados con gran profundidad, seguramente mucho más de lo que suele alcanzarse en un curso universitario de geografía

Se trata de un

física general. No creemos exagerado si afirmamos que es

extenso manual de geografía física, que no dudamos será

un útil manual en los cursos de climatología y geomorfo­

el libro de referencia para los estudiosos de las ciencias

logía. El extenso glosario es una muestra de la amplitud

de la tierra, en particular para los geógrafos, incluso para

temática del libro y del esfuerzo que han realizado los

aquellos más interesados en temas de geografía humana.

autores en la confección y redacción de este libro de gran

Deseamos destacar dos aspectos principales de esta

interés didáctico.

excelente obra. Por una parte, la perspectiva dinámica y

Los profesionales en geografía física debemos felici­

global con que los autores tratan los diferentes conteni­

tarnos por la aparición de esta excelente obra en len­

dos. A.N. y A.H. Strahler han concebido una extensa obra

gua castellana. De ella aprenderemos mucho los que ya

dividida en

hace años estamos trabajando. Los estudiantes ya dispo­

26

capítulos. En cada uno de ellos se trata

sectorialmente una parte o un aspecto del amplio campo

nen de un manual completo, moderno y de estudio cómo­

de la geografía física. En ningún momento olvidan la

do. Los mapas, los diagramas y los cuadros estadísticos

interrelación entre los distintos procesos y fenómenos

deben ser la base de discusión, reflexión y ejercicios

estudiados. El lector se encuentra invitado constante­

prácticos, elementos esenciales en el aprendizaje de las

mente a considerar el medio físico como una realidad

ciencias.

global e integrada. Por otra parte, el libro contiene un soporte gráfico muy

Josep M.ª PANAREDA CLOPÉS

destacado. Incluso nos atrevemos a decir que el libro no

Profesor Titular de Geografía Física.

sería el mismo sin la ilustración. La lectura y el estudio

Universidad de Barcelona.

vm

Prólogo

Esta tercera edición de la

Geografía Física

refleja las

texto. (El Apéndice III, "Lectura de mapas" permanece

necesidades predominantes en un curso de introduc­

intacto.) Se ha añadido una sección de ilustraciones so­

ción a la geografía física de un semestre de duración.

bre los principios de la percepción remota en el capítulo

Manteniendo el nivel de calidad de ediciones preceden­

4.

tes, hemos buscado un texto que se relacione mejor con

desarrollo de la teledetección como un instrumento de

Esta sección, de uso opcional, reconoce el rápido

las limitaciones de una clase de una hora y con las

investigación esencial para los geógrafos profesionales

necesidades intelectuales de la mayoría de los estudian­

en la actualidad. También ayuda al estudiante a interpre­

tes de hoy. Hemos intentado alcanzar esta meta a través

tar las imágenes de los sensores remotos utilizadas a

de la eliminación de temas ajenos, de naturaleza técnica

lo largo del libro. En el capítulo

-particularmente aquellos que son periféricos a los prin­

tectóp.icas ha sido ampliado y puesto al día, reflejando el

13,

el tema de las placas

cipios de la geografía física. En resumen, la nueva edi­

creciente interés de los estudiantes en esta fascinante

ción es más legible de modo uniforme y, por ello, de uso

nueva área de la ciencia de la tierra. Nuevos diagramas y

más general según nuestra intención. Al mismo tiempo

mapas ayudan a clarificar las formas en que las estructu­

hemos enriquecido y puesto al día importantes temas

ras continentales y los relieves iniciales se han desarrolla­

medio-ambientales, como el impacto de la lluvia ácida y

do a través de la actividad tectónica y volcánica. De esta

del dióxido de carbono atmosférico, la revolución verde

forma, las placas tectónicas ofrecen un nuevo y coherente

y la destrucción de las masas forestales en las bajas latitudes. El tema de los sistemas de flujo de energía y materia se

·

punto de vista de la base geológica de la geografía física. Una importante revisión de los capítulos

22

y

23

sobre

los suelos y su clasificación, está pensada para hacer más

mantiene a lo largo del libro; es un tema que ha sido bien

simple y más fácil de comprender por los estudiantes la

recibido y fuertemente respaldado. Por otro lado, el con­

ciencia de los suelos. Los temas más difíciles de química

22.

23,

cepto de las regiones medio-ambientales, tratado en los

se han eliminado del capítulo

dos últimos capítulos en ediciones anteriores, ha sido

clasificación SCCS de los suelos se ha simplificado mu­

recibido con una indiferencia general o con una débil

cho por la eliminación de las detalladas descripciones

En el capítulo

la

respuesta negativa, debido en parte a las limitaciones del

técnicas de los subórdenes de suelos -este material ha

programa de lecturas de un semestre. Nuestra solución

sido transferido al Apéndice II. El mapa mundial de los

ha sido suprimir los dos últimos capítulos y transferir los

suelos (Lámina en color) y el mapa de suelos de los

aspectos más importantes a los lugares adecuados en

Estados Unidos/Canadá ha sido muy simplificado. Única­

los capítulos dedicados a las formas del relieve, suelos y

mente los diez órdenes de suelos y ocho de los más

vegetación. En sus nuevas situaciones, estos conceptos

importantes y ampliamente extendidos subórdenes están

enriquecen el texto con puntos de vista valiosos e intere­

ahora recogidos por el texto y aparecen en los mapas.

santes sobre las interrelaciones de los humanos y los

Hemos añadido una sección que describe el sistema Mar­

animales con sus medio-ambientes.

but de clasificación de los suelos, versión

Otros grandes cambios incluidos son los siguientes: en

el capítulo 1, con el título de "La superficie de la tierra en

1938

del De­

partamento de Agricultura de los Estados Unidos, y sus principales grupos de suelo, con los mapas del mundo y

23.

mapas", se ha añadido una nueva sección de principios

de los Estados Unidos/Canadá en el capítulo

cartográficos pertenecientes a los mapas a gran escala.

forma, los profesores que deseen utilizar la clasificación

De esta

Así, el capítulo proporciona una base más completa para

y terminología Marbut, independientemente del sistema

la comprensión de los mapas utilizados a lo largo del

SCCS pueden hacerlo ahora con un texto adecuado para

IX

el tratamiento general del antiguo sistema. También se

ron nuestra atenoon en una amplia serie de posibilida­

ha añadido en este capítulo la descripción del sistema

des para mejorar este libro. La lista de encuestados

canadiense de la clasificación de los suelos, ilustrado por

incluye las siguientes personas: Prof. D.R. Altschul, Uni·

una serie de perfiles representativos y un mapa general

versidad de Arizona, Tucson; Prof. Nicholas Bariss, Uni­

de la distribución de los órdenes de suelos. Otras pequeñas pero importantes mejoras se encuen­ tran en otros capítulos. El capítulo

17,

"Denudación y

versidad de Nebraska; Prof. John C. Dixon, Universidad de Arkansas; Prof. G. Hannes, Universidad del Estado de California,

Fullerton;

Prof.

Jim

Henry,

Universidad

clima" se ha reorganizado para subrayar el papel del

de Florida; Prof. S.E. Morris, Universidad de Idaho; Prof.

clima en el paisaje, incluyendo los procesos climáticos,

M.O. Nellis, Universidad del Estado de Kansas; Prof. R.W.

con ejemplos de los sistemas desértico y de la sabana

Reeves, Universidad de Arizona; Prof. Jeffrey Roet, Uni­

tropical. La tundra o proceso periglacial, es analizacta en

versidad de Texas, San Antonio; Prof. Stanley Norsworthy,

el capítulo J 5. El capítulo 26, "Distribución de la ve·

Universidad del Estado de California, Fresno; Prof. Curt

getación natural" está ampliado con temas biogeográfi­

Sorenson, Universidad de Kansas; Prof. Michael Talbott,

cos, agrícolas y de recursos naturales tomados de los

Bellvue Community College; Prof. Thomas Terich, Uni­

capítulos de la formación de las regiones medio-ambien­

versidad de Washington; Prof. Brent Yarnal, Estado de Pensilvania;

tales. La distribución y numeración de los capítulos perma­

Prof.

Craig

ZumBrunnen,

Universidad

de Washington.

necen inalteradas, facilitando el uso de los programas de

Nos gustaría también agradecer la colaboración de los

curso existentes. La utilización de un nuevo diseño del

siguientes revisores de la tercera edición. Prof. George

libro

Aspbury, Universidad del Estado de Illinois; Prof. Ronald

v

de unos nuevos caracteres facilitan la lectura del

texto. Algunos capírulos se han mantenido invariables,

Dorn, Universidad Técnica de Texas; Prof. Walter Schroe­

aquellos cuyo contenido es adecuado, de uso corriente y

der,

de un nivel técnico conveniente. Pedimos a los profeso­

Small, Escuela del Estado de Frostburg; Prof. David Vin­

res que tengan presente que los elevados costes de pro­

cent, Escuela del Estado de West Field; Prof. Roben

ducción conducen a la máxima reutilización del texto y

Wingate, Universidad de Wisconsin.

Universidad de

Misuri,

Columbia;

Prof.

Thomas

de las ilustraciones de alta calidad existentes, según una

Basándonos en tan amplios consejos y soporte hemos

prudente selección. Nuestra revisión refleja una cuidado­

podido producir una edición revisada que esperamos que

sa combinación de lo antiguo y lo nuevo para satisfacer

sirva a las necesidades de la gran mayoría de profesores

todos los factores que los editores de libros de texto de­

de geografía.

ben tener en cuenta.

Nuestro especial agradecimiento a Gigi Chriskey del Departamento de Planificación de Wiley por su cuidado­

Reconocimientos

sa y experta atención a las nuevas y revisadas ilustracio­ nes, incluyendo los mapamundis y las láminas en color.

Agradecemos la colaboración de un gran grupo de profe­ sores de geografía que completaron un cuestionario del editor sobre las necesidades de revisión. Numerosos co­ mentarios y sugerencias adjuntas al cuestionario centra-

X

Arthur N. Strahler Alan H. Strahler

Prólogo

Índice de 1naterias

Introducción

El medio ambiente humano Capítulo

1

La superficie de la tierra en mapas Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

91

107

170

11

Escorrentía y recursos hídricos

348

21 357

22

Los procesos de formación del suelo Capítulo

191

330

20

Morfología glacial Capítulo

310

19

Morfología eólica Capítulo

147

298

18

Morfología debida a olas y a corrientes marinas Capítulo

128

280

17

Los relieves y 1a estructura de las rocas Capítulo

265

16

Denudación y clima Capítulo

10

Balance hídrico del suelo Capítulo

78

9

Clasificación de los climas Capítulo

Capítulo

8

Masas de aire y borrascas Capítulo

Morfología debida a las aguas corrientes

Capítulo

249

15

53

7

Humedad atmosférica y precipitación

14

Relieves volcánicos y tectónicos

La destrucción de las vertientes

6

Vientos y circulación general

221

Capítulo

5

Calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre

13 La litosfera y las placas tectónicas

39

4

El balance de radiación terrestre

208

Capítulo

25

3

La atmósfera y los océanos de la tierra

12

Los materiales de la corteza terrestre Capítulo

3

2

Las estaciones y la hora Capítulo

Capítulo

1

386

23

Suelos del mundo

399 XI

Capítulo

24

Flujos de energía y ciclos de materia en la biosfera Capítulo

Capítulo

424

25

Conceptos de biogeografía

440

26 451

Epílogo

476

II IlI

E F G

y límites de los climas

Subórdenes de la taxonomía del suelo Lectura de mapas

·478 480 488

Bibliografía

498

Glosario

503

Índice alfabético

539

XII

y precipitaciones

D

Distribución de la vegetación natural

Apéndices I Definiciones

Láminas en color Imágenes captadas por teledetección B Mapas del mundo de temperatura, presión y vientos; fenómenos meteorológicos e Mapas del mundo de climas

A

H

J

K

L M

Mapa de las regiones estructurales del mundo Imágenes de la superficie de la tierra desde el Landsat Los fondos oceánicos Destrucción de las vertientes Morfología debida a los ríos y a las corrientes Morfología volcánica, tectónica y estructural Morfología debida a las olas y al viento Morfología glaciar y glaciares Suelos del mundo y perfiles del suelo Vegetación del mundo y clases de formaciones vegetales

56 88 156 222 222 222 286 286 318 350 382 41 6 448

Índice de malerias

Introducción. El medio ambiente humano

La geografía física es un área de investigación que pone

proporciona elementos vitales -carbono, hidrógeno, oxí­

en contacto e interrelaciona los elementos del medio

geno y nitrógeno- necesarios para mantener toda la vida

ambiente físico del hombre. La geografía física es un

de la tierra.

conjunto de principios básicos de las ciencias naturales

La tierra sólida o litosfera, constituye la plataforma

que tratan sobre la atmósfera (meteorología, climatolo­

estable para la capa de la vida y es modelada por sus

gía), los océanos (oceanografía), las rocas (geología), los

relieves. Estas características del paisaje -montañas, coli­

suelos (pedología), la vegetación (ecología de las plan­

nas y llanuras- aportan otra dimensión al medio físico y

tas, biogeografía), y las formas del relieve terrestre (geo­

proporcionan hábitats variados para las plantas. La tierra

morfología). Pero la geografía física es mucho más que

sólida es también la fuente básica de muchos elementos

una serie de temas tomados de otras ciencias; integra esta

nutrientes, sin los cuales no podrían vivir las plantas y los

información en modelos de interacción con el Hombre

animales. Estos elementos pasan de la roca a la capa de

de una manera que no puede ser expresada sin cada una

suelo superficial, donde se encuentran disponibles para

de las restantes ciencias. Como rama de la geografía, la

los organismos.

geografía física también subraya las interrelaciones espa­

El agua, otro material esencial para la vida, penetra en

ciales -el orden sistemático de los elementos medio­

la capa de la vida, la atmósfera y la tierra sólida. En todas

ambientales en regiones de la superficie terrestre y las

sus formas, el agua de la tierra constituye la hidrosfera.

causas de esos modelos.

Nuestro estudio de la geografía física puede ser descrito, en sentido amplio, como el estudio de la atmósfera,

La capa de la vida El centro de la geografía física se encuentra en la capa de

la vida, una estrecha zona de las tierras y océanos que contiene la mayor parte de la vida orgánica, o biosfera. La calidad de la capa de la vida es una importante preocupa­ ción para el geógrafo físico; "calidad" representa el total de los factores físicos que hacen que la capa de la vida sea habitable para todas las formas de plantas y animales, pero sobre todo para el Hombre. Escribimos "Hombre" con mayúscula, como el equivalente al género Horno, que se refiere colectivamente a todos los individuos de raza humana. En latín, el nombre completo del Hombre es Horno sapiens, la única especie superviviente de este género. La superficie de las tierras es el hogar del Hom­ bre, debido a que este animal necesita más un medio ambiente terrestre que uno acuático. La calidad del medio ambiente físico de las tierras se

hidrosfera y litosfera en relación con la biosfera.

Sistemas naturales en geografía física La comprensión de las actividades y cambios que se producen en cualquier lugar de la capa de la vida precisa que el geógrafo físico piense en términos de sistemas de flujo de materia y energía. Cada sistema de flujo consiste en unas trayectorias en conexión, a través de las cuales la materia, o la energía, o ambas se mueven continuamente. La mayoría de los sistemas de la geografía física están impulsados por la energía solar, e incluyen al aire, agua, materia mineral y organismos vivos. Estos conceptos se exponen al principio del libro y vienen completados en los últimos capítulos por ejemplos de sistemas naturales ilustrados por un tipo especial de diagrama esquemático de flujos.

establece por los factores, fuerzas y aportaciones tanto de la atmósfera arriba, como de la tierra sólida debajo. La

Una ciencia del medio ambiente

atmósfera, la envuelta gaseosa que rodea la tierra sólida, determina el clima, que marca el intercambio de calor y

La actuación conjunta de las entradas de energía y mate­

agua entre la atmósfera y el suelo. La atmósfera también

ria en la capa de la vida, procedentes de la atmósfera y la

Una ciencia del medio ambiente

1

tierra sólida, determinan la calidad del medio ambiente y

del agua en el suelo, un importante sistema con el que

la riqueza o pobreza de la vida orgánica que puede

puede elaborarse una clasificación climática rigurosa y

mantener. Por lo tanto, una comprensión de la geografía

utilizable. Nuestro estudio de la hidrosfera se completa

física es esencial para planificar Ja supervivencia de Ja

trazando el flujo del agua sobre y bajo la superficie de la

población humana de la tierra, que crece rápidamente. La

tierra y evaluando ese agua como recurso vital para el

supervivencia no dependerá únicamente de la cantidad

Hombre.

de agua y alimento disponibles; dependerá también de Ja

Después estudiamos la tierra sólida, o litosfera, comen­

protección de la polución, que reducirá Ja capacidad de

zando por las variedades de minerales y rocas que forman

Ja tierra para satisfacer esas necesidades.

la corteza terrestre. Entonces examinamos el sistema glo­

Aquí hay que señalar otro aspecto importante de Ja

bal de las placas litosféricas y su interacción a través de la

geografía física: Ja evaluación del impacto del Hombre

moderna teoría de las placas tectónicas. Las interacciones

sobre el medio natural. La ciencia del medio ambiente, el

de las placas determinan grandes líneas de plegamiento y

estudio de la interacción entre los humanos y su ambien­

ruptura de las rocas, así como largas cadenas de volcanes

te, está ganando reconocimiento en la actualidad; mu­

activos. La actividad tectónica y volcánica que eleva las

chas personas piensan en ella como una nueva disciplina.

cadenas de montañas jóvenes de la tierra está impulsada

En realidad, los geógrafos han estado estudiando la cien­

por fuentes de energía internas, probablemente suminis­

cia del medio ambiente durante muchas décadas. La geo­

trada por los procesos de radiactividad de la corteza.

grafía física ha estado siempre en el centro de los estu­

El siguiente grupo de capítulos estudia los procesos

dios medio-ambientales, debido a que se halla orientada

que, impulsados por el sol, modelan Jos relieves de la

hacia la interacción entre el Hombre y el medio am­

superficie de la tierra. Estos procesos son la meteoriza­

biente.

ción, la erosión y la actividad de los ríos, olas y corrien­ tes, hielo glacial y viento.

Plan de estudio

Siguen unos capítulos que analizan aspectos particula­ res de la biosfera. En primer Jugar, estudiamos la natura­

Nuestro plan de estudio de Ja geografía física es comen­

leza del suelo y las variedades de suelos encontrados a lo

zar por la atmósfera y las formas en las que proporciona

largo de la superficie terrestre. Entonces estudiamos las

luz, calor y agua a la capa de la vida. Sigue un examen del

relaciones entre Jos organismos y su medio ambiente

clima; aquí desarrollamos información para un estudio de

-una parte de Ja ecología que se relaciona con el flujo de

los medios ambiente globales. En este momento traslada­

materia y energía en Ja biosfera. La biogeografía, una

mos nuestra atención hacia la hidrosfera, donde se intro­

rama de la geografía física, añade la comprensión de los

duce el concepto de balance global del agua. Las variaciones de un lugar a otro en la disponibilidad de agua para las plantas se estudian a través del balance

2

modelos globales de los tipos de vegetación natural -como bosques y praderas- relacionados con el clima y el suelo.

Introducción. El medio ambiente bumano

CAPÍTULO

1

La superficie de la tierra en 1r1apas

Nuestra búsqueda de la comprensión del medio ambien­ te humano comienza con un estudio de los elementos astronómicos. Los más básicos aspectos medio-ambienta­ les se relacionan con dos hechos: primero, que la tierra tiene una forma aproximadamente esférica; segundo, que esta tierra esférica está en movimiento, girando alrededor de su eje y, al mismo tiempo, viajando en una órbita casi circular alrededor del sol. Examinaremos ahora estos fac­ tores para obtener elementos e interpretaciones que se relacionen con las características del medio ambiente de la superficie de la tierra. Una

tterra esférica

En la época de los satélites artificiales, la forma esférica de la tierra es un hecho tan evidente que tendríamos dificultades en imaginarnos a nosotros mismos viviendo en los tiempos en que la extensión y configuración de la tierra eran completamente desconocidas. En aquellos tiempos, los navegantes que atravesaban el Mediterráneo veían la superficie del mar perfectamente lisa, acabando en un horizonte circular. Basándose en esta percepción habían deducido que la tierra tenía la forma de un disco plano y, por ello, si navegaban en dirección a sus bordes, los barcos acabarían por caer en algo desconocido. Sin embargo, esos mismos navegantes podrían haber percibi­ do, a través de un fenómeno óptico, que la superficie de la tierra no es plana sino curvada en forma convexa, como una pequeñ.a parte de una esfera. Incluso sin instrumen­ tos ópticos, podemos tener algunos indicios de que la tierra se curva hacia abajo, a través de la observación de que el sol ilumina las cimas de las nubes y de las mon­ tañ.as altas antes de la salida del sol y después de la puesta. Sin embargo, pruebas rigurosas y convincentes de que la tierra es esférica no son tan evidentes como parece si nos limitamos a las observaciones disponibles pára los hombres, antes de la época de los vehículos espaciales. Consideremos el hecho de que unos cuantos supervi­ vientes de la expedición de Magallanes navegaron alre­ dedor del globo y volvieron al punto de partida en Espa­ ñ.a. Este viaje de descubrimiento, realizado entre 1519 y Una

tierra esflrlca

1522, parecería en principio haber probado que la tierra es esférica; en su lugar, simplemente demuestra que la tierra es una figura sólida en lugar de un disco plano limitado por un borde que acaba bruscamente. La circun­ navegación podría haberse llevado a cabo en una tierra cúbica o cilíndrica, o en una tierra con forma de algún sólido irregular. Así que ahora examinaremos algunas posibles pruebas de la esfericidad de la tierra fácilmente comprensibles para todos los hombres. Los tres experi­ mentos básicos que siguen a continuación pueden ofre­ cernos resultados convincentes. Una prueba de la esfericidad de la tierra puede hallarse a partir de las observaciones en el mar. Cuando un barco se aleja más y más en la costa, parece que se hunde lentamente por debajo del nivel del mar (figura 1 . 1 ) . Visto a través d e unos prismáticos o d e u n telescopio, la superficie del mar parecerá ascender hasta que las cu­ biertas estén inundadas, y, entonces, gradualmente se

FIGURA 1.1. Debido a la curvatura de la tierra, un barco lejano visco a través de un telescopio aparece sumergido en parte.

3

sumergirán la chimenea y los mástiles hasta que al final sólo el humo sea visible sobre el horizonte. La explica­ ción obvia de este fenómeno es que la superficie del mar se curva hacia abajo, pero para probar que esa curvatura corresponde a una esfera se requieren numerosas obser­ vaciones, en las que se midiese el hundimiento aparente de un navío por unidad de distancia, en muchas direccio­ nes distintas desde un mismo punto de observación. Una segunda prueba se basa en la observación de los eclipses de luna, en los que la sombra de la tierra se proyecta sobre nuestro satélite. El límite de la sombra de la tierra aparece como un arco de círculo en el disco de la luna. Puede demostrarse geométricamente que la esfera es el único cuerpo sólido que proyecta siempre una sombra circular. Cuando se producen los eclipses, rara vez la tierra está orientada en la misma posición, pero independientemente del perfil de la tierra que se proyec­ te sobre la luna, las sombras circulares son siempre igua­ les; por lo tanto, la tierra tiene que ser circular. La tercera prueba utiliza un sencillo principio de la astronomía, conocido en tiempos pasados y usado con efectividad por los árabes desde el siglo IX d.C. U n observador situado en e l Polo Norte siempre v e l a Estre­ lla Polar en su cenit porque esta estrella se encuentra en línea con el eje de rotación de la tierra (figura 1 .2) . Si el observador viaja hacia el sur, la Estrella Polar parece cambiar su posición y desviarse hacia el horizonte, de tal manera que a mitad de camino entre el Polo Norte y el Ecuador (a 45' latitud N) , la estrella se encuentra a mitad de camino entre su cenit y el horizonte. Una serie de mediciones del ángulo formado por el horizonte y la Estrella Polar mostraría que este ángulo disminuye siem­ pre 1 ' cada 1 1 1 km que el observador recorre hacia el sur. Esta observación demuestra que la trayectoria de la estre­ lla sigue un arco de círculo. Si repitiéramos este experi-

1 I _____ 1 .J. 1 1 1 " 1 � l.__Ec_u_a_d_o_r _ --- -. ----

FIGURA 1-2_ La altura de depende de la posición en hemisferio norte. Los rayos paralelas porque la estrella tierra.

4

mento sobre diferentes líneas en dirección N-S (meridia­ nos) se podría establecer que el hemisferio norte es la mitad de una verdadera esfera. La misma observación podría realizarse en el hemisferio sur, utilizando una estrella menor que esté en línea con el Polo Sur. Este principio se utiliza actualmente en la navegación interes­ telar. Cuando consideramos que, durante más de dos siglos las posiciones de los barcos en el mar se han determinado con exactitud utilizando este método, la forma esférica de la tierra ha quedado demostrada más allá de toda duda.

Medida tk la circunferencia tk la tf.erra Los antiguos griegos, entre ellos Pitágoras (540 a.c.) y los seguidores de Aristóteles (384 -322 a.C.) creían que la tierra era esférica y especularon sobre la longitud de su circunferencia, pero con suposiciones sumamente erró­ neas. Fue necesario esperar hasta Eratóstenes (hacia el 200 a.C.), jefe de la biblioteca de Alejandría . (Egipto) , quien realizó una medida directa de la circunferencia de la tierra basándose en un sencillo principio de geometría. Observó que en un día concreto del año ( hacia el 21 de junio, en el solsticio de verano) en Siena, ciudad locali­ zada en el alto Nilo, los rayos del sol al mediodía ilumi­ naban directamente el fondo de un pozo vertical. En otras palabras, el sol al mediodía estaba en su cenit y sus rayos eran perpendiculares a la superficie de la tierra en ese punto concreto del globo (figura 1 .3 ) . En ese mismo día, en Alejandría, los rayos del sol al mediodía estaban inclina­ dos con respecto a la vertical en un ángulo que suponía 1/50 parte de un círculo completo, es decir 7' 12'. Eratóstenes sólo necesitaba saber la distancia entre Siena y Alejandría para calcular la circunferencia de la tierra: después sólo tendría que realizar una simple mul­ tiplicación de la medida de esa distancia por 50 para obtener el valor de la circunferencia. En aquella época, las distancias entre las ciudades eran toscas aproximacio­ nes, basadas en los informes de los viajeros. Eratóstenes tomó la medida de 5 .000 estadios como distancia entre Siena y Alejandría. Actualmente no es fácil valorar sus resultados con precisión, ya que no estamos seguros de la

_

_

la Estrella Polar sobre el horizonte que nos encontremos en el aparecen en el dibujo como líneas se encuentra a gran distancia de la

FIGURA 1-3- Método utilizado por Eratóstenes para medir la circunferencia de la tierra.

La supeTjicte de la tierra

en

mapas

menos. Por lo tanto, la gravedad representa un denomina­ dor común en el medio ambiente terrestre. La fuerza de la gravedad actúa como un factor medio­ ambiental en muchos sentidos diferentes. Por un lado, separa sustancias de diferentes densidades y las ordena, las menos densas en la parte superior, las más densas en el fondo. El aire, el agua y las rocas están ordenados según su densidad, debido a su diferente respuesta a la gravedad. Como resultado de todo esto, la vida se desa­ rrolla en el espacio comprendido entre la atmósfera y los océanos y entre la atmósfera y la superficie sólida de la tierra. Los árboles,. animales, acantilados o las estructuras creadas por el hombre deben resistir la fuerza de la gravedad, que tiende a hundirlos. Bajo una gravedad débil, tales estructuras pueden elevarse más o ser cons­ truidas con materiales poco resistentes para llegar a una altura determinada. La gravedad suministra fuerza para el desarrollo de importantes sistemas físicos, como la ero­ sión realizada por las corrientes fluviales o los glaciares. Para apreciar la importancia de la gravedad como factor medio-ambiental, sólo tenemos que pensar en lo que ocurriría si esta influencia desapareciera y la ingravidez viniera a ocupar su puesto. ¡La destrucción de nuestro medio sería total en un corto espacio de tiempo! Las diferencias en el valor de la gravedad son muy pequeñas de uno a otro lugar del globo. El valor en el Ecuador es ligeramente menor que en los polos; también existe una pequeña disminución de la gravedad cuando ascendemos respecto al nivel del mar. Sin embargo, para efectos prácticos, la gravedad puede ser considerada como una constante para toda la tierra. La uniformidad del valor de la gravedad puede ser utilizada en un experimento que demuestra la esferici­ dad de la tierra. Si consideramos que la ley de Newton sobre la gravitación es válida, podemos deducir que un objeto determinado tendrá el mismo peso en cualquier punto de la superficie terrestre . Utilizando una balanza deberíamos recorrer la superficie de la tierra, pesando repetidamente un pequeño trozo de hierro y anotando los valores obtenidos. Si resultaran invariables, podría­ mos concluir que habíamos tomado nuestras medidas en puntos equidistantes del centro de la tierra y que, por tanto, nos hallábamos en una superficie esférica. Actual­ mente, este mismo experimento, llevado a cabo con gran precisión y utilizando instrumentos muy exactos, ha de­ mostrado que la verdadera forma de la tierra se acerca a la de una esfera.

longitud equivalente a la unidad de distancia (estadio) que él utilizaba. Si fuera el estadio ateniense, que equiva­ le a 185 m, la circunferencia de la tierra tendría unos 43 .000 km. Considerando que la verdadera circunferen ­ cia s e acerca a los 40.000 k m , el resultado d e Eratóstenes es considerablemente bueno. A partir del experimento de Eratóstenes, resulta fácil utilizar un método astronómico para medir la figura de la tierra utilizando las posiciones de las estrellas en lugar del sol. Sólo se necesita seleccionar una línea norte-sur, cuya longitud pueda ser medida directamente a nivel del suelo por métodos agrimétticos. Esta línea debe tener varios cientos de kilómetros. En sus extremos puede medirse la altura de cualquier estrella, en su punto más alto sobre el horizonte o con respecto a la vertical, utili­ zando un nivel de burbuja o una plomada para establecer una referencia horizontal o vertical. La diferencia entre las posiciones angulares de la estrella será igual al arco de circunferencia de la tierra situado entre los extremos de la línea medida. Se cree que este procedimiento fue utilizado por los árabes en el siglo IX. Sus medidas fueron probablemente más exactas que las de Eratóste­ nes, pero como no conocemos el equivalente moderno de sus unidades de medida, el trabajo que realizaron no puede ser apreciado. En los siglos que siguieron al trabajo de Eratóstenes, la ciencia occidental permaneció estancada, hasta 1 615, cuando Willebrord Snell, un profesor de matemáticas de la Universidad de Leiden, desarrolló métodos precisos para la medida de distancias y ángulos, métodos que aplicó al problema de la circunferencia de la tierra. Su trabajo precede a la era de la geodesia científica ("geode­ sia'', del griego, "dividir la tierra") y conduce a las medi­ das exactas de la figura de la tierra, un siglo más tarde.

La gravedad en el medio ambiente Desde el punto de vista de la vida sobre la tierra, ¿qué significado tiene el hecho de que la forma de la tierra sea aproximadamente la de una verdadera esfera? Una res­ puesta es, por supuesto, la "gravedad" , definida como la fuerza que actúa sobre una unidad de masa en la superfi­ cie terrestre atrayéndola hacia el centro de la tierra. La gravedad es un caso especial del fenómeno de la gravita­ ción, es decir, de la atracción mutua entre dos masas cualesquiera. Se dice que es especial en el sentido de que la gravedad se refiere a una unidad de masa tan pequeña en comparación con la tierra, que la atracción que ejerce sobre ésta puede ser despreciada. La atracción varía inversamente al cuadrado de la distancia que separa los centros de ambas masas . De esta forma, la gravedad depende de la distancia de cualquier partícula al centro de la tierra, que está situado aproximadamente en el centro geométrico de la esfera. Un principio de la geometría define a la esfera como un sólido en el que todos los puntos de la superficie equidistan de un punto común, el centro de la esfera. Como consecuencia de este principio, la gravedad se nos presenta como un valor casi constante para cualquier punto del globo situado al nivel del mar. Este es u n hecho d e gran importancia porque la vida en la tierra se ha desarrollado a través de los tiempos geológicos bajo la influencia de una gravedad uniforme para todo el globo, y que probablemente ha variado muy poco durante el mayor período evolutivo hace un millón de años, más o

La tierra como un elipsoide achatado

La tierra como un elipsoide achatado ·

En 1671 un astrónomo francés, Jean Richer, fue enviado por Luis XIV a la isla de Cayena, en la Guayana francesa para realizar algunas observaciones astronómicas. Su re­ loj fue ajustado de manera que el péndulo, de 1 m de longitud, marcaba con exactitud los segundos en París (cuando un péndulo es corto, su ritmo es más rápido que cuando es largo) . Al llegar a Cayena, que está cerca del Ecuador, Richer encontró que el reloj atrasaba cerca de dos minutos y medio por día. Tan pronto como las leyes de Newton sobre la gravitación fueron publicadas ( 1 687) se pudo atribuir el retraso del reloj en Cayena a algún factor que reducía el valor de la gravedad cerca del Ecuador. Pronto se llegó a la conclusión de que el menor valor de la gravedad se debía a que la región ecuatorial

5

Círculo--..... .,,,.----- ....

/�

C írculo máximo y círculo menor.

FIGURA 1.4. Dimensiones de los diámetros polar y ecuatorial de la tierra, según el Sistema Geodésico de Referencia de 1967.

está más lejos del centro de la tierra que las regiones situadas más al norte . Desde entonces, medidas más exactas han revelado que la verdadera forma de la tierra se asemeja a una esfera que ha sido comprimida en el eje polar y que está ligeramente abultada alrededor del Ecuador (figura 1 .4) . Esta forma es conocida con el nombre de elipsoide acha­ tado. Un corte vertieal .a través de los polos es más elíptico que circular. El Ecuador sigue siendo un círculo y es la mayor circunferencia posible en el elipsoide. El achatamiento de la tierra es la consecuencia de la fuerza centrífuga producida por la rotación terrestre, que defor­ ma a la tierra, algo plástica, hasta conseguir un equilibrio con respecto a las fuerzas de gravedad y rotación. Redondeando las dimensiones de la tierra al valor más aproximado en kilómetros, el diámetro ecuatorial tiene 1 2 .756 km, mientras la longitud del eje polar es de 1 2 .714 km, con lo que la diferencia es de 42 km. El achatamien­ to de la tierra es el cociente entre esta diferencia y el diámetro ecuatorial, es decir, 42/ 1 2 .756, que se reduce a una fracción ligeramente mayor que 1/300. De aquí po­ demos decir que el eje polar de la tierra es aproximada­ mente 1/300 más corto que el diámetro ecuatorial. Utili­ zando estas cifras se obtiene que la circunferencia ecuatorial tiene unos 40.075 km. Para cálculos aproxima­ dos puede utilizarse la cifra de 40.000 km, como bastante ajustada a la realidad.

C{rculos mtfxtmos y drculos menores Para la mayoría de temas de geografía física, la tierra puede ser considerada como si fuera una verdadera esfe­ ra. Por ejemplo, el achatamiento de los polos puede dejarse de lado para simplificar la comprensión de un importante concepto de la tierra, cuando la consideramos como un objeto que gira alrededor del sol. Cuando una esfera se divide exactamente por la mitad mediante un plano que pase a través de su centro, la intersección del plano con la esfera determina el mayor círculo que puede trazarse en la esfera, conocido con el nombre de círculo máximo (figura 1 .5 ) . Los círculos originados por planos que cortan a la esfera sin atravesar

6

su centro, son más pequeños que el círculo máximo y se denominan círculos menores. Es necesario un conocimiento profundo de las propie­ dades de los círculos máximos, ya que se relacionan con temas básicos como los meridianos y los paralelos, las estaciones o las proyecciones. Estas propiedades son las siguientes: 1 . Siempre que un plano pasa por el centro de una esfera determina un círculo máximo, independientemente de la orientación del plano. 2. Un círculo máximo es el mayor círcuJ.o que puede trazarse en la superficie de una esfera. 3. Sobre una esfera puede trazarse un número infinito de círculos máximos. 4. Por dos puntos dados de la superficie de la esfera pasa un círculo máximo y sólo uno (exceptuando que los dos puntos sean opuestos, en cuyo caso pueden trazar­ se infinitos círculos máximos que pasen por ellos) . 5. Un arco de círculo máximo es la distancia más corta entre dos puntos de la superficie de la esfera. 6. Si un círculo máximo corta a otro, lo divide en dos se­ micírculos. Entre las aplicaciones de los círculos máximos se en­ cuentra su utilización en la navegación. Siempre que los barcos navegan en vastas extensiones de mar abierto entre puertos distantes, o cuando los aviones deben reali­ zar largos vuelos, para ahorrar tiempo y combustible, se utiliza la línea de círculo máximo entre los dos puntos, siempre que no haya obstáculos u otros factores que desaconsejen el uso del círculo máximo. Los navegantes suelen emplear tipos especiales de mapas que tienen la propiedad de representar cualquier círculo máximo en forma de línea recta. Para hallar el camino más corto entre dos puntos, el navegante sólo tiene que trazar sobre el mapa una línea que una los dos puntos. Los caminos de círculo máximo pueden determinarse fácilmente sobre un pequeño globo con un trozo de cordel o de goma elástica (figura 1 .6) . El cordel debe sujetarse de manera que quede estirado al máximo contra la superficie del globo entre las uñas de los pulgares, colocando cada uno sobre los dos puntos entre los cuales quiere hallarse el camino de círculo máximo. Si se utiliza un trozo de goma elástica, podremos trazar un círculo máximo completo; es especialmente útil para pÚntos situados en lugares opuestos del globo. Muchos glo­ bos presentan rutas de círculo máximo entre puntos dis­ tantes de los océanos Pacífico, Atlántico o Índico, que pueden comprobarse rápidamente con un simple trozo de cordel.

La superficie de la tterra en mapas

l. Siempre son paralelos entre ellos. Aunque son líneas

circulares mantienen una separación constante . 2. Todos los paralelos siguen la dirección este-oeste . 3. Los paralelos cortan a los meridianos formando ángu­ los rectos. Esto es cierto para cualquier lugar del glo­ bo, excepto los polos, aunque en ellos la curvatura de los paralelos es muy acusada. 4. Todos los paralelos, a excepción del Ecuador, son círculos menores; el Ecuador es el único círculo máxi­ mo completo. 5. Pueden trazarse infinitos paralelos sobre el globo. Por lo tanto, cualquier punto, excepto los polos norte y sur, está situado sobre un paralelo.

Longitud FIGURA 1.6.

Establecimiento de un camino de círculo máximo, utilizando un cordel. (A. N. Strahler.)

Meridianos y paralelos El movimiento de rotación de la tierra pr.oporciona dos puntos naturales -los polos- sobre los que está basada la red geográfica, formada por la intersección de líneas que se inscriben en el globo, con el propósito de fijar la posición de los puntos de la superficie. La red consiste en un conjunto de líneas trazadas de norte a sur, que unen los polos -los meridianos- y un conjunto de líneas trazadas de este a oeste, paralelas al Ecuador -los parale­ los- (figura 1 .7) . Los meridianos son semicírculos max1mos, cuyos ex­ tremos coinciden con los polos norte y sur. Si bien es cierto que un par de meridianos opuestos forman u n círculo máximo completo, hay que destacar que u n meri­ diano es simplemente la mitad de un círculo máximo y que-es un arco de 1 80º. Otras características de los meri­ dianos son las siguientes: l. Todos los meridianos siguen la dirección norte-sur. 2. Los meridianos tienen su máxima separación en el Ecuador y convergen hacia un punto en cada polo. 3. Sobre el globo puede trazarse un infinito número de meridianos. Por lo tanto, para cada punto del globo existe un meridiano. Sin embargo, sobre mapas y glo­ bos sólo se representan meridianos seleccionados de forma que sean equidistantes.

La localización de los puntos sobre la superficie de la tierra sigue un sistema en el que se miden longitudes de arco a lo largo de meridianos y paralelos (figura 1 .8) . Este sistema selecciona un meridiano -meridiano princi­ pal- como línea de referencia. Los arcos de circunferen­ cia se miden hacia el este o hacia el oeste hasta los puntos deseados. La longitud de un lugar es el arco de paralelo, medido en grados, entre ese lugar y el meridiano principal (figu ­ ra 1 .8) . Está universalmente aceptado como meridiano principal aquel que pasa por el antiguo Observatorio de Greenwich, situado cerca de Londres, en Inglaterra, y a menudo se le designa como Meridiano de Greenwich. A este meridiano le correspond{'. Oº' de longitud. La longi­ tud de cualquier otro punto sobre el globo se mide hacia el este o el oeste a partir de este meridiano, siguiendo el camino más corto. Por lo tanto, la longitud debe oscilar entre los Oº y los 180º, hacia el este o hacia el oeste. Normalmente la longitud se escribe: 77° 03' 4 1 " long. W, pero debe leerse "77 grados, 3 minutos, 41 segundos longitud oeste de Greenwich". Si sólo conocemos la longitud de u n punto no podre­ mos precisar su localización, dado que el mismo arco de longitud medido corresponde a todo un meridiano. Por

Los paralelos son círculos menores completos, forma­ dos por planos paralelos al Ecuador, que cortan a la tierra. Poseen las siguientes características:

A FIGURA 1.7.

Longi.tud

B Meridianos (A) y paralelos (B).

FIGURA 1.8.

La longitud y la latitud se miden sobre arcos de paralelos y meridianos respectivamente. El punto P está a 50º de latitud N y a 60º de longitud W.

7

esta razón, un meridiano podría definirse como la línea que une todos los puntos de igual longitud. Esta defini­ ción explica por qué utilizamos a menudo la expresión "un meridiano de longitud". En un primer momento puede producirse una confusión debida a que la longitud se mide sobre un paralelo, pero esta duda se aclara si nos damos cuenta de que para medir la longitud entre un punto y el meridiano principal es necesario seguir un paralelo hacia el este o hacia el oeste (figura 1 .8) . La extensión de un grado de longitud dependerá del lugar en el que sea medido. En el Ecuador, la longitud aproximada de un grado se halla dividiendo la circunfe­ rencia de la tierra entre 360º: 40.075 km 360º

=

1 1 1 km

Debido a la rápida convergencia de los meridianos hacia el norte y hacia el sur, esta medida sólo puede aplicarse al Ecuador. También resulta útil saber que la longitud de 1 • de longitud se reduce aproximadamente a la mitad en los paralelos 60º, es decir, a unos 55,5 km.

Latitud La latitud de un lugar es el arco de meridiano, medido en grados, entre ese lugar y el Ecuador. La latitud oscila entre los o· en el Ecuador y los 90º norte y sur en los polos. La latitud de un lugar, que se escribe 34º 1 0' 3 1 " lat. N, debe leerse "34 grados, 1 0 minutos, 3 1 segundos latitud norte". Cuando conocemos la latitud y la longitud de un punto podemos localizarlo con precisión en la red geográfica. Si la tierra fuera una esfera perfecta, la longitud de 1 de latitud (es decir, 1 • de arco de meridiano) sería un valor constante en cualquier lugar de la tierra. Esa longi­ tud es casi la misma que la de 1 de longitud en el Ecuador, de tal forma que el valor de 1 1 1 km por grado puede ser utilizado en la mayoría de casos. Para ser precisos, y teniendo en cuenta el achatamiento de la tierra, es necesario admitir que la longitud de un grado de latitud varía ligeramente desde el Ecuador a los polos. La longitud en el Ecuador es de 1 1 0,6 km, mien­ tras que en los polos es de 1 1 1 , 7 km, es decir 1 , 1 km más largo. Por lo tanto, un grado de latitud en los polos es un 1 % más largo que en el Ecuador. •



La mtlla náutica Tanto en la navegación marina como en la aérea se utiliza la milla náutica como unidad de distancia. La meteorolo­ gía (ciencia del tiempo) de la alta atmósfera también ha adoptado como medida de la velocidad del viento el nudo marino, que equivale a una milla náutica por hora. Por todo esto merece la pena que el geógrafo comprenda el valor de la milla náutica. La milla náutica puede ser definida como la longitud de 1' de arco del Ecuador terrestre. Como la medida de la longitud del Ecuador fue precisándose durante el siglo pasado, el valor exacto de la milla náutica también tuvo que ser revisado. En 1 954, el Departamento de Defensa de los Estados Unidos estableció la equivalencia de la

8

milla náutica en kilómetros y millas terrestres tal como sigue: 1 milla náutica

=

1 ,852 km

=

1 , 1 508 millas terrestres

Para los cálculos ordinarios, la milla náutica puede ser considerada igual a 1 ,85 km.

Proyecciones Una proyección es una red ordenada de paralelos y meri­ dianos utilizada como base para trazar un mapa sobre una superficie plana. El problema principal que se plantea es trasladar la red geográfica esférica a una superficie plana para representar la tierra o parte de ella de la forma más adecuada para el propósito deseado. Este problema puede evitarse sencillamente con la utilización de un globo terráqueo. Desgraciadamente, esta solución tiene sus inconvenientes. En primer lugar, no podemos observar de una vez el globo completo, sino una sola cara. Además un globo tiene una escala demasia­ do pequeña para la mayoría de necesidades. En los glo­ bos que oscilan desde unos pocos centímetros hasta un metro de diámetro, sólo pueden apreciarse las caracterís­ ticas más esenciales de la geografía. Los globos de mayor tamaño, entre 3 y 5 metros de diámetro, muestran ya mayor cantidad de detalles. Pero ello acentúa un tercer inconveniente de los globos -su escasa facilidad de transporte. Los mapas planos, impresos en papel, pueden ser doblados y caben en un bolsillo, mientras que, inclu­ so el globo más pequeño, es un objeto voluminoso y delicado. Otra ventaja de los mapas es su facilidad de reproducción, ya que para hacer un globo de calidad debe realizarse primero un mapa, que después se acopla y pega a la superficie esférica. Por lo tanto, el problema de las proyecciones debe ser afrontado directamente. Es necesario saber qué tipos de redes de meridianos y paralelos se adaptan mejor a la representación de las diferentes características y porcio­ nes de la superficie terrestre. Sin embargo, hay que desta­ car que ninguna proyección puede sustituir a un globo para la comprensión de las relaciones a escala mundial. Por esto es recomendable la utilización de un globo en unión con los mapas planos.

Supeifictes geométricas desarrollables Algunas superficies geométricas se denominan desarro­ llables porque, cortadas a lo largo de determinadas lí­ neas, pueden desplegarse o desarrollarse formando una lámina plana. Dos de esas figuras son el cono y el cilin­ dro (figura 1 .9) . Si la tierra fuera cónica o cilíndrica, el problema de las proyecciones se solucionaría de una vez para siempre utilizando la superficie desarrollada. De esta manera no se produciría distorsión de las formas o de las áreas, aunque también es cierto que la superficie quedaría cortada a lo largo de algunas líneas. La tierra. con su forma esférica, pertenece a un grupo de figuras geométricas no desarrollables ya que, independiente­ mente de como sean cortadas, no pueden ser desarrolla­ das o desplegadas sobre un plano. En la superficie de un sólido desarrollable puede trazarse una línea recta en una o varias direcciones, pero no es posible trazarla sobre una superficie no desarrollable, como la esfera. Si quere­ mos extender las diferentes partes de una esfera sobre una superficie perfectamente plana, deberemos estirar

La superficie de la tierra en mapas

Cilindro

/---...\



,--1

1 1 1 1 1

) --, 1

1

Corte

1 1 1 ___ _J I Desarrollo \ sobre el plano 1 ) \.__/

L-j--

FIGURA 1.9.

El cono y el cilindro son figuras geométricas

desarrollables.

unas áreas más que otras. Por lo tanto, es imposible realizar una proyección perfecta. Cuando un mapa se refiere a una parte pequeña de la superficie de la tierra, por ejemplo un área de 1 0 km de lado, el problema de las proyecciones puede ser ignora­ do. Si se trazan los paralelos y los meridianos como l íneas rectas, cortándose perpendicularmente y con la separa­ ción correcta, el error es probablemente tan pequeño como el grosor de las l íneas trazadas y no vale la pena corregirlo. Sin embargo, si el área comprendida en el mapa aumenta, el problema se agrava. Cuando intenta­ mos representar el globo completo, aparecen serios in­ convenientes. La distorsión sólo puede reducirse hasta un grado razonable si adoptamos un cierto compromiso en el error producido.

totalmente independiente de las unidades de medida, siendo válida para pies, millas, metros, kilómetros o cual­ quier otra unidad. Sea cual sea su nacionalidad, cualquier persona puede comprender esta fracción, independiente­ mente de su idioma o de las unidades de medida que uti­ lice. Un globo es un modelo a escala de la tierra, en el que la misma escala puede aplicarse a cualquier distancia que deseemos medir, sin tener en cuenta la latitud, longitud u orientación (figura 1 . 1 0 A), ya que la escala permanece constante en todo el globo. Sin embargo, una proyección no puede poseer la propiedad de mantener la escala, por muy perfecto que sea su diseño. Al aplanar la superficie curvada de la esfera para conformar un mapa plano, todas las proyecciones alteran la superficie terrestre de forma no uniforme y, por ello, la escala del mapa cambia de un lugar a otro. Por lo tanto, no podemos decir sobre un mapamundi: "la escala de este mapa es 1 :65.000.000'' , porque esta afirmación es falsa en cualquier tipo de pro­ yección. Sin embargo, es posible conseguir que la escala de un mapa sea verdadera, o constante, a lo largo de determina­ das l íneas. Por ejemplo, algunas proyecciones mantienen la escala constante a lo largo de los paralelos, pero no de los meridianos. Esta condición aparece ilustrada en la figura 1 . 1 0 B. Otro tipo de proyección, por el contrario, mantiene la escala a lo largo de los meridianos, pero no de los paralelos, como muestra la figura 1 . 1 0 C. Por

La escala de globos y mapas Todos los globos y mapas representan las características de la tierra a un tamaño mucho menor que el que poseen en realidad. Los globos están pensados en principio para ser modelos perfectos de la tierra, diferenciándose de ella únicamente en el tamaño, pero manteniendo las formas. La escala de un globo será, por lo tanto, la rela­ ción entre el tamaño del globo y el tamaño de la tierra, tamaño que debe ser expresado en alguna medida de 10ngitud o distancia (pero no de área o volumen) . Tome­ mos, por ejemplo, un globo de 20 cm de diámetro que represente la tierra, cuyo diámetro real se acerca a los 1 3.000 km. La escala del globo será la relación entre 20 cm y 1 3 .000 km. Si dividimos 1 3.000 entre 20, podemos expresar la escala de la siguiente forma: 1 cm sobre el globo representa 650 km en la realidad. Esta afirmación es válida para determinar la distancia entre dos puntos cualesquiera del globo. La escala se utiliza más comíínmente como una frac­ ción simple que se obtiene expresando las distancias del globo y de la tierra en la misma unidad de medida, en este caso en centímetros: 1 cm en el globo

1 cm

1

650 km en la tierra

650 X 100.000

65.000.000

Esta fracción puede ser escrita también 1 :65.000.000, si conviene para la impresión. La ventaja de este sistema de representar la escala a través de una fracción, es que es

La escala de globos y mapas



O

� La escala a ece co rrect an rm 4---:pe 15 elos los paral bre o s B

�O

15,

1

45

Lo-�--�-_J_ 3

0 La

15

0

9

o

\

\1 �

-

15



a a aci aument esca\a re \os ri.? b o e.ste s el ¡iara\e\os



1 D

-

La escala aumenta hacia el Sur e los meridianos

\\� 15

\

30

\

FIGURA 1 . 10.

A, Sobre el globo, la escala es correcta en todas las direcciones. B, Escala correcta a lo largo de los paral.elos pero no a lo largo de los meridianos. C, Escala correcta a lo largo de los meridianos pero no a lo largo de los paralelos. D, Escala variable tamo a lo largo de los paralelos como de los meridianos .

9

último, hay proyecciones en las que la escala varía tanto a Jo largo de los paralelos como de los meridianos, como aparece en la figura

1 . 1 O D.

90º

K

Sin de

Conservación de las áreas las proyecciones

en

Debido a que un globo es un modelo de la tierra a escala verdadera, cualquier área de Ja superficie de la tierra aparece correctamente representada a tamaño relativo sobre su superficie. Si tomamos un pequeño anillo de alambre, de unos 2 cm de diámetro, y lo colocamos en cualquier lugar de la superficie de un globo de 20 cm, el área determinada por el anillo representará Ja misma área sobre la superficie de Ja tierra. Sin embargo, este hecho no ocurre en la mayoría de proyecciones, sino únicamen­ te en aquellas que poseen Ja propiedad especial de ser

proyecciones equiáreas,

es

decir,

que conservan las

FIGURA 1.12.

Deformación de las áreas en las proyecciones

áreas. este tipo de proyecciones es que Jos paralelos y meridia­ nos se cortan en ángulo recto sobre el mapa, igual que Jo hacen sobre el globo. (Sin embargo, no todas las proyec­ ciones en que paralelos y meridianos se cortan perpendi­ cularmente son conformes.) Decir que Jos paralelos y meridianos se cortan en ángu­

2

3

lo recto equivale a decir que no hay deformación en Jos contornos de Jos fenómenos representados. La figura

1.12

ilustra el significado del término deformación: en aque­ llas proyecciones en que paralelos y meridianos son lí­ neas rectas, se forman paralelogramos que no son rectán­

FIGURA 1.11.

Las áreas pueden mantenerse aunque la escala

\' la forma cambien radicalmente.

gulos. En las proyecciones con paralelos y meridianos curvados, se trazan tangentes a los mismos en el punto de intersección. Si esas tangentes se cortan en ángulo recto, la proyección no origina deformaciones; pero si las tan­

En este punto surge un problema: si hemos establecido

gentes al cortarse forman ángulos obtusos y agudos, es

que ninguna proyección puede mantener constante Ja

que existe deformación. Las proyecciones conformes no

escala en todas las direcciones, ¿cómo es posible que

presentan deformación, pero no todos Jos mapas sin de­

círculos de igual diámetro colocados sobre el mapa en­

formaciones son conformes. Hay que destacar que un

cierren la misma área? La respuesta está sugerida en la figura

1.11.

El cuadrado, de

1

1

km de lado, encierra una

mapa conforme no puede poseer al mismo tiempo la propiedad de conservar las áreas, ya que algunas resultan

km2 entre dos meridianos y dos paralelos.

mucho mayores que en la realidad, a expensas de otras

El cuadrado puede ser transformado en rectángulos de

que resultarán más pequeñas. En general, se puede decir

diferentes formas, pero si las dimensiones cambian con­

que las áreas cercanas a Jos bordes de un mapa conforme

superficie de

venientemente, cada nuevo rectángulo encerrará una su­ perficie de

1

km2. Por Jo tanto, Ja escala ha cambiado en

tienen una escala mucho mayor que las cercanas al centro.

una dirección para compensar el cambio en otra, en la

La elección de una proyección conforme o equiárea

manera justa para mantener las mismas áreas entre parale­

depende de Jo que queramos mostrar en el mapa. Cuan­

los y meridianos que se cortan. De esta forma, cualquier

do se trata de la distribución de algún fenómeno, como

pequeño cuadrado o círculo movido sobre la superficie

el cultivo de cereales o las zonas de bosque, es conve·

del mapa determinará una cantidad constante de área de

niente utilizar una proyección equiárea. Sin embargo,

Ja superficie de la tierra. Las proyecciones que aparecen

para la mayoría de finalidades, es preferible la proyección

en las figuras

1 .20

y

1 .2 1

poseen esta propiedad de man­

conforme, ya que Jos rasgos físicos se asemejan más a las

tener las áreas, aunque es obvio que las correspondientes

verdaderas formas sobre el globo. Muchas proyecciones

redes presentan importantes distorsiones, sobre todo cer­

no son perfectamente conformes ni equiáreas sino que

ca de los bordes del mapa.

representan un compromiso entre ambas. Este compro­ miso puede ser conveniente para elaborar un mapa de características más generales, o porque Ja proyección

Conservación de las formas en las proyecciones Se dice que una proyección es conforme

presenta alguna propiedad especial que Ja hace adecuada para un uso específico. u

ortomóifica

cuando cualquier pequeña parte de la superficie de Ja tierra tiene Ja misma forma sobre el mapa. De esta mane­

Clasificación de las proyecciones

ra, el aspecto de pequeñas islas o regiones se reproduce

Las proyecciones pueden dividirse en tres grupos impor­

fielmente en un mapa conforme. Una característica de

tantes:

10

(1)

cenitales,

(2)

cónicas y

(3)

cilíndricas. Existen

La supetjicie de la tierra en mapas

Sombra proyectada sobre una pantalla plana

l'

� I / /

... ,,,.

A.,.,,.. <

'

,,.. ,,..

...

...

B

,,,.

,,..,,,.

......



Fuente de luz C





' � Luz desplazable .....

...

........ -9,,.. ..... .... '°" .

O'e ,

-

......... ,� .....

.....

D1,,. _,,.,,, /

,' \ ', ' \ ' \ ' \ ' \

...........

FIGURA 1.13.

,,.

\ \

\

',

Principio de las proyecciones cenitales.

también muchos tipos únicos que no pertenecen a ningu­ no de estos tres grupos. Las proyecciones cenitales presentan simetría radial a partir de un punto central. Algunas proyecciones cenita­ les pueden ser demostradas de forma experimental, utili­ zando una réplica de la tierra en alambre, en la que los meridianos y los paralelos estén representados por los diferentes alambres (figura 1 . 1 3 ) . En el centro del globo se coloca un foco puntual de luz, como una linterna o un arco voltaico, variando su posición, como se indica en la figura con las letras A, B, C y D. En una habitación oscura, la sombra del globo se proyecta sobre una pantalla, una pared o el techo. Esta sombra es la imagen de una verda­ dera proyección geométrica. Las proyecciones cenitales poseen las siguientes carac­ terísticas (figura 1 . 14): l. Toda línea trazada desde el centro a cualquier punto

del mapa sigue la orientación de un círculo máximo que va del centro a ese punto. 2. Si se representa todo el globo, o un hemisferio, la proyección da lugar a un mapa circular. Dado que

cualquier mapa puede ser cortado en forma circular, esta característica no es un criterio definitivo para reconocer una proyección cenital. 3. El mapa posee sime-•ía radial, de manera que todas las características se ordenan en forma concéntrica a par­ tir de su centro. Los cambios de escala y las distorsio­ nes se producen en forma uniforme hacia afuera a partir del centro. 4. Todos los puntos equidistantes del centro se sitúan sobre una línea conocida como círculo del horizonte. Cuando se representa la totalidad del globo en un mapa cenital, el borde circular del mismo representa el punto opuesto o antípoda sobre el globo. Cuando se representa un hemisferio, el borde del mapa es un círculo máximo, equidistante del punto en el que se centra la proyección. S. Todos los círculos máximos que pasan por el centre aparecen como líneas rectas en el mapa. Asimismo cualquier línea recta que pase por el centro represen­ tará un círculo máximo. Las proyecciones cenitales aparecen en tres posiciones u orientaciones: ( 1 ) polar, (2) ecuatorial y (3) oblicua o inclinada, como muestra la figura 1 . 1 7. En la posición polar, el punto central coincide con el polo norte o sur; en la ecuatorial, el centro es cualquier punto situado sobre el Ecuador; y en la posición oblicua, el centro está en cualquier punto intermedio entre el 'Ecuador y los polos. Aunque en las posiciones ecuatorial y oblicua parece no existir simetría radial, poseen las cinco caracte­ rísticas de las proyecciones cenitales. Las proyec ciones cónicas se basan en el principio de transferir la red geográfica del globo a un cono, que después es desarrollado para formar un mapa plano. Este principio también puede ser demostrado con un globo de alambre y una fuente puntual de luz (figura 1 . 1 5) . Sin embargo, en lugar de utilizar una pantalla plana, se colo­ ca un cono de plástico transparente sobre el globo, de manera semejante a como se coloca una pantalla sobre una lámpara. La sombra de los alambres, proyectada so­ bre el cono, da lugar a una proyección cónica. Si esa imagen se dibuja en lápiz y el cono es desenrollado, obtendremos una verdadera proyección cónica. Las pro­ yecciones cónicas poseen las siguientes características (véase la figura 1.18): 1. Los meridianos son líneas rectas que convergen en un punto, en los polos norte o sur.

FIGURA 1.14.

Propiedades de las proyecciones cenitales.

Clasificación de las proyecciones

FIGURA 1.15.

Principio de las proyecciones cónicas..

11

- - - - - -

utilizando un compás, u n a escuadra y un transportador. Las líneas de proyección parten de un punto diametral­ mente opuesto al punto en el que el plano de proyección es tangente al globo. La red estereográfica puede repre­ sentar mucho más que un hemisferio, aunque nunca el globo completo. Los paralelos y meridianos se encuen­ tran más próximos cerca del centro y van espaciándose hacia el exterior. En la proyección estereográfica los paralelos y meridianos son líneas rectas o arcos de cir­ cunferencia. Como esta proyección es realmente confor­ me, todos los círculos sobre el globo también lo son sobre el mapa. La escala, sin embargo, aumenta desde el centro hacia la periferia. Debido a la gran importancia que están alcanzando las regiones polares en cuanto a investigaciones científicas y en las operaciones con misiles intercontinentales, la pro­ yección estereográfica polar ha adquirido gran difusión. Las Cartas Aeronáuticas Mundiales, publicadas por el Servicio Oceánico Nacional de los Estados Unidos, están basadas en la proyección estereográfica polar para las latitudes comprendidas entre los 80º y los 90º. Los resulta­ dos de las observaciones científicas en los océanos Ártico y Antártico aparecen normalmente en mapas realizados con este tipo de proyección. Los mapas diarios del Servi­ cio Meteorológico de los Estados Unidos se imprimen también sobre una proyección estereográfica polar.

Proyección cónica secante

FIGURA 1 . 16.

Principio de las proyecciones cilíndricas.

2. Los paralelos son arcos de círculos concéntricos, cuyo centro se halla en los polos norte o sur. 3. Una proyección cónica completa es u n sector circular, nunca un círculo completo. 4. Una proyección cónica no puede representar el globo completo, y normalmente no llega a representar ni u n hemisferio. Las proyecciones cilíndricas transfieren primero la red geográfica a un cilindro que envuelva la tierra, desenro· liando después el cilindro para formar un mapa plano (figura 1 . 16) . Las proyecciones cilíndricas simples son fáciles de realizar, ya que consisten en la intersección de líneas verticales y horizontales (véase la figura 1 . 19) . El mapa que resulta de esta proyección es rectangular y puede representar el globo completo. Cuando el cilindro es tangente al Ecuador (como en la figura 1 . 16 ) , los meridianos son líneas verticales equidistantes, y los para· lelos tienen una separación variable, dependiendo de la proyección deseada. Se han ideado otros muchos tipos de proyecciones, cada una de las cuales está basada en un principio único. Hemos seleccionado algunas de las proyecciones más importantes para ilustrar los tipos más utilizados, y las propiedades expresadas anteriormente. Por ello aparecen proyecciones conformes y otras equiáreas.

Proyección estereográfica La proyección estereográfica es una proyección confor­ me que pertenece al grupo de las cenitales. La figura 1 . 1 7 muestra cómo debe construirse una red estereográfica

12

Los principios de construcción de la proyección cónica secante están señalados en la figura 1 . 18. En lugar de utilizar un cono tangente, como se sugiere en la figura 1 . 1 5 , se selecciona un cono secante que pase a través de la esfera, atravesando la superficie esférica por dos para­ l elos de referencia. Con este método se consigue un mapa con una distorsión de la escala en las regiones medias mucho menor que cuando se utiliza el cono tangente. El resultado de la proyección cónica consiste en unos meridianos rectos y radiales a partir del Polo, mientras que los paralelos son círculos concéntricos. La proyección cónica puede convertirse fácilmente en una proyección realmente conforme, simplemente espa­ ciando los paralelos de acuerdo con una fórmula mate­ mática. Con este ajuste se obtiene la proyección cónica conforme de Lambert, una red extraordinariamente im­ portante para muchos mapas de los Estados Unidos. La proyección de Lamben, adaptada a los Estados Unidos, utiliza los paralelos 33º y 45º como paralelos de referen­ cia, reduciendo el error en la escala al mínimo para el conjunto del país. Como una línea recta sob�e este mapa se acerca a un círculo máximo, puede ser también utiliza­ do en la navegación aérea. El Servicio Oceánico Nacional utiliza la proyección de Lamben como base para las cartas aeronáuticas de los Estados Unidos a escala 1 :500.000, y del mundo a escala 1 : 1 .000.000.

Proyección de Mercator Quizá la más conocida de las proyecciones sea la proyec­ ción de Mercator, inventada por Gerardus Mercator en 1 569 (figura 1 . 1 9 ) . Está basada en una fórmula matemáti­ ca, aunque puede ser explicada sin necesidad de las matemáticas. Tomando como base una proyección cilín­ drica, en la que los meridianos son líneas rectas vertica­ les y equidistantes, los paralelos deben ser espaciados

La superyicle tk la tierra en mapas

Polo Norte

1

45 ° 60

Separación de los paralelos en la red polar

75º 90 º

Oº Polar

90 º

Todos los paralelos ,..c. __ ... ;¡.( y meridianos se cortanperpendicularmente

Oblicua

90 º Ecuatorial

FIGURA 1.17.

La proyección estereográfica.

convenientemente (véase el margen derecho de la figura 1 . 19) . Tan sólo a lo largo del Ecuador la distancia entre dos meridianos contiguos es la misma que sobre un globo del mismo diámetro ecuatorial . A fin de mantener su paralelismo, los meridianos, que en la realidad conver­ gen, deben separarse progresivamente a medida que nos acercamos a los polos. A 60º de latitud norte y sur, los meridianos están dos veces más separados que en el globo, porque en este lugar un grado de longitud es sólo la mitad de lo que vale en el Ecuador. La separación en los polos es infinitamente grande, debido a que los polos son infinitamente pequeños. Si queremos que el mapa sea realmente conforme, debemos ir separando los para­ lelos hacia los polos, utilizando la misma relación de separación que resulta de la conversión de los meridia­ nos en líneas rectas. Por ejemplo, alrededor del paralelo 60º, los paralelos deben estar el doble de separados que sobre el globo porque, como ya se ha explicado, la sepa­ ración de los meridianos también es doble. Por lo tanto, a

Proyección de Mercalor

60º de latitud N, la escala del mapa es doble que la del Ecuador. En la latitud 80º la escala del mapa ha aumenta­ do por lo menos seis veces. Cerca de los polos la separa­ ción de los paralelos ha aumentado enormemente y se acerca al infinito con rapidez. Por esta razón, el mapa de Mercator suele cortarse al llegar a los 80º u 85º de latitud N y S. Los polos nunca pueden representarse. El mapa de Mercator es verdaderamente conforme . Cualquier pequeña isla o país aparece con s u forma real. Sin embargo, la escala del mapa crece enormemente a medida que nos acercamos a los polos. La importancia de esta proyección radica en que cual­ quier línea recta trazada sobre el mapa, en cualquier dirección, es una l ínea de orientación constante. Dicha línea es conocida por los navegantes como línea de rumbo o loxodroma (figura 1 . 19 ) . Si se sigue dicha línea, la brújula del barco (o del avión) mostrará que la trayec­ toria forma un ángulo constante con el norte geográfico. Una vez fijada la orientación adecuada, el barco se man-

13

90º Cono secante



Ecuador El cono corta la esfera a

30º

El cono corta

y

60º en la proyección del hemisferio norte que se muestra en la figura inferior

1

esfera

a

33º

y

45º en la proyección cónica conforme de Lambert de los Estados Unidos.

')

La escala es la mism a en los dos paralelos de ra�ra"

120º

Oº FIGURA 1 . 18.

Proyección cónica secante utilizando dos paralelos de referencia.

tiene en ella durante todo el viaje si se sigue la línea de rumbo. La proyección de Mercator es la única proyección conocida en la que las líneas de rumbo son líneas rectas y viceversa. La orientación de cualquier línea recta puede medirse con el transportador, tomando como referencia cualquier meridiano del mapa. La relación entre las rutas de círculo máximo y las líneas de rumbo aparece representada en la figura 1 . 1 9 . El camino d e círculo máximo representa l a menor distan­ cia entre dos puntos, a pesar de que en el mapa de Mercator la línea de rumbo aparece como más corta.

14

Sobre el Ecuador y los meridianos (pero sólo sobre ellos ) , las líneas de rumbo y los c írculos máximos son idénticos. Aunque es indispensable en la navegación, la proyec­ ción de Mercator presenta serios inconvenientes para su utilización en mapamundis en los que se quiera expresar información geográfica relacionada con áreas de distribu­ ción de fenómenos. Esta red es extraordinaria para las regiones ecuatoriales, pero al alejarnos de éstas, las dis­ torsiones de la escala son muy acusadas. Debido a la infinita extensión que se produce al acercarse a los polos, La super:ftcle de la tierra en mapas

la escala a umenta rápidamente hacia el Polo

45º 30º -+--+�-+-__¡_�+:";>o.i,.,_c+c �-t-----t�-t- ---tt�-t--t�-t-�.-C- --¡---->t...,._ -t:-"�'r-� -t--+�t-� 1 5º i--i'-t--+�C---t--+---11-t-t--t--:1'1'---t��'fl;i-,--.;l;o::-t--1 0º

1-..� . -A--!-- --+-� 1 5 º

15º Oº 15º

60º

180º

150º

FIGURA 1. 19.

120º

90º

60º

30º



30º

60º

90º

1�0·

1 50º

180º

Proyección ecuatorial de Mercator.

este mapa muestra cómo las áreas continentales de Nor­ teamérica, Asia y Europa se agrupan alrededor del Océa­ no Glacial Ártico. Para un observador no experimentado, esto puede producir la falsa sensación de que esas tierras están aisladas. . Por otra parte, ciertos tipos de información geográfica quedan mejor representados sobre la proyección de Mer­ cator. Debido a la precisión con que pueden trazarse las l íneas que simbolizan las direcciones de la brújula, esta proyección es adecuada para representar la dirección de las corrientes marinas o de los vientos, la dirección que señala la brújula, o las isobaras e isotermas. En posterio­ res capítulos se verán ejemplos de la utilización de la

proyección de Mercator. Esta proyección se complemen­ ta a menudo con dos proyecciones estereográficas, una para cada polo.

Proyección bomolográfica Una proyección bastante utilizada por los geógrafos para representar el globo completo es la proyección homolo­ gráfica (figura 1 .20). Etimológicamente, la palabra "ho­ molográfica" significa "misma área " , propiedad que po­ see este tipo de proyección. Un hemisferio tiene contor­ no circular; el otro, dividido en dos partes de contorno

FIGURA 1 . 20. Proyección homolográfica.

Proyección bomolográfica

15

La deformación de las áreas es muy acusada en los bordes

Los meridianos son curvas sinusoidales

FIGURA 1 .2 1 .

Proyección sinusoidal.

elíptico, se añade a ambos lados del anterior. Si exceptua­ mos el meridiano central, que es una línea recta, y el hemisferio circular, todos los meridianos restantes son semielipses. El Ecuador tiene el doble de longitud que el meridiano central, tal como sucede realmente en el glo­ bo. Los paralelos son l íneas rectas y horizontales cuya separación disminuye hacia los polos. La proyección homolográfica tiene diversas ventajas y desventajas. Su propiedad de conservación de las áreas la hace valiosa para mostrar la distribución global de fenó­ menos geográficos, como usos del suelo o unidades polí­ ticas. Es una excelente red para las regiones de bajas latitudes, y por ello se utiliza a menudo para realizar mapas de África. Sin embargo, la extraordinaria distorsión que presentan las regiones polares ha restringido su utili­ zación.

Proyección sinusoidal En ciertos aspectos, la proyección sinusoidal es semejan­ te a la proyección homolográfica. Es una proyección que

conserva las áreas, con un meridiano central recto y para­ lelos horizontales (figura 1 .2 1 ) . La diferencia está en el tipo de curva utilizada en los meridianos. Mientras la red homolográfica utiliza elipses, la red sinusoidal emplea curvas sinusoidales. Los paralelos están espaciados uni­ formemente (son equidistantes) . Por esta razón, es mejor para las zonas de latitudes altas que la proyección homo­ lográfica, aunque la deformación sigue siendo impor­ tante.

Proyección bomolosena La proyección bomolosena, inventada por el Dr. ] . Paul Goode en 1923, es una combinación de los tipos homolo­ gráfico y sinusoidal. La proyección sinusoidal se utiliza entre los 40º de latitud N y S, y la homolográfica para el resto del globo. La proyección homolosena discontinua (figura 1 .22) muestra América del Norte, Eurasia, Suda­ mérica, África y Australia; cada zona continental está re­ presentada utilizando el meridiano más apropiado. En otra variación de este mapa, Eurasia queda dividida en el

FIGURA 1.22_

Proyección homolosena discontinua de Goode. (A partir del mapa base de Goode. Copyright por la Universidad de Chicago. Usado con el permiso del Departamento de Geografía. )

L a superjlde de la tierra en mapas

meridiano 60º E, mejorando enormemente Ja presenta­ ción de Asia Oriental. Finalmente, un medio de mostrar Ja información de las áreas continentales con el máximo de ventajas en el espacio reducido de un libro, es el que utiliza la proyec­ ción homolosena discontinua, comprimiéndola de forma que se eliminen las áreas oceánicas y se aproximen los continentes. Véase, por ejemplo, nuestro mapa climático, Lámina C2.

Selección de una proyección Es necesario seleccionar la proyección más adecuada para el tipo de información que quiera ofrecerse. Para representar la distribución de fenómenos geográficos que ocupan una superficie (suelos, tipos de vegetación, climas o unidades políticas) , debe utilizarse una proyec­ ción que conserve las áreas. Una proyección conforme es adecuada para mostrar sistemas de líneas en los que la orientación sea importante (isotermas o isobaras, vientos o corrientes oceánicas) . Para las latitudes altas se ha de emplear una proyección polar. Algunos aspectos del medio ambiente de especial inte­ rés en geografía física cambian sistemáticamente desde el Ecuador hacia los polos. Estos fenómenos dependen fun­ damentalmente de la latidud, por ejemplo, las temperatu­ ras, climas, suelos o tipos de vegetación. Para su repre­ sentación es necesario utilizar una proyección con para­ lelos rectos y horizontales, ya que el ojo puede seguir fácilmente una latitud determinada a lo largo de todo el mapa. Antes de empezar a analizar datos y a representar las conclusiones sobre un mapamundi, hay que asegurarse de conocer las características de la proyección, sea equiá­ rea, conforme o de cualquier otro tipo. En caso de duda pueden compararse dos o más proyecciones de las mis­ mas regiones y analizar los posibles conceptos erróneos que pueda contener cada una. Es recomendable consul­ tar un globo de calidad para establecer relaciones de distancias y orientación entre puntos y áreas. Resulta insustituible como modelo a escala verdadera de las ca­ racterísticas de la superficie terrestre.

Mapas a gran y pequeña escala La escala de los mapas varía desde aquella que ofrece una información general, mostrando la red geográfica de toda la tierra o de un hemisferio, a aquella que sólo muestra pequeñas secciones de la superficie terrestre. Estos ma­ pas, a escala grande o intermedia, son capaces de repre­ sentar la gran cantidad de información geográfica dispo­ nible, mostrándola de forma conveniente y efectiva. Por razones prácticas, los mapas se imprimen en hojas de papel inferiores a 1 o 2 metros de largo que tienen los mapas de carreteras o las cartas náuticas. Los libros de mapas -atlas- están impresos en páginas de dimensiones normalmente inferiores a 30 cm por 40 cm, mientras los mapas que aparecen en los libros de texto o en las publicaciones científicas son aún más pequeños. En realidad, no sólo el tamaño de la hoja o página determina la información que el mapa pueda contener, sino también la escala en que el mapa está realizado. Es necesario destacar que la magnitud relativa de dos esca­ las diferentes se determina analizando qué fracción re­ presentativa es mayor y cuál menor. Por ejemplo, una

Proyección transversal de Mercator

escala 1 : 1 0 .000 es dos veces mayor que una escala 1 : 20.000. Muchos estudiantes cometen el error de pensar que la fracción de mayor denom inador representa la esca­ la mayor. Si existe alguna duda, debe preguntarse a sí mismo: ¿qué fracción es mayor, 1 /4 o 1/2? En el caso de globos o mapas que representen toda la tierra, la escala oscila entre 1 : 100.000.000 y 1 : 1 0 .000.000; se trata de mapas a pequeña es cala. Por ejemplo, un mapamundi mural cuyo Ecuador mida 2 metros (en reali­ dad mide 40.000 km) tendrá una escala 1 :20.000.000. La escala pequeña debe ampliarse hasta la cifra de 1 :500.000. Desde ese valor hasta 1 : 1 00.000 hablaremos de mapas a escala intermedia. Por último, aquellos ma­ pas cuya escala es superior a 1 : 1 00.000 son mapas a gran escala.

Sistemas de coordenadas planas Hasta ahora sólo hemos considerado un sistema de coor­ denadas -la red geográfica- para la localización de pun­ tos sobre un globo o mapa. Los mapas a gran escala o a escala intermedia suelen estar limitados generalmente por paralelos y meridianos. En esos casos, una serie de mapas puede estar basada en una proyección seleccio­ nada. Las coordenadas geográficas pueden considerarse como coordenadas esféricas porque determinan puntos en una superficie esférica (elipsoidal) . En la mayoría de proyecciones, los paralelos o los meridianos son líneas curvas. Además, no son l íneas equidistantes sobre el glo­ bo y no pueden ser representados de forma perfecta en ninguna de las proyecciones corrientes. Por lo tanto, deberá utilizarse un sistema completamente diferente, de coordenadas planas, para disponer de un conjunto de líneas rectas que se corten perpendicularmente sobre el mapa plano, teniendo en cuenta el tipo de proyección utilizado. La red que se forma de esta manera consiste en verdaderos cuadrados que se superponen a la red geográ­ fica. Un sistema de coordenadas planas puede ser super­ puesto a cualquier proyección. Por ejemplo, algunos es­ tados de Estados Unidos han creado sus propios sistemas de coordenadas planas basadas en la proyección cónica conforme de Lambert. Por supuesto, estos sistemas se refieren únicamente al estado individual y no se extien­ den a los estados próximos. Además, un sistema basado en la proyección cónica conforme de Lambert no es adecuado en casos como los de Alaska y Canadá, ya que los paralelos de referencia están seleccionados de forma adecuada para representar los 48 estados contiguos. Por tanto, para que un único sistema de coordenadas planas tenga una aplicación completa se necesita una proyec­ ción que sea apropiada para una gran amplitud de lati­ tudes.

Proyección transversal de Mercator Para cubrir las necesidades de un sistema internacional de coordenadas planas, los cartógrafos idearon la proyec­ ción universa/ transversa/ de Mercator (UTM ) . Igual que la proyección de Mercator, la UTM utiliza como base un cilindro tangente al globo, pero en lugar de ser tan­ gente en el Ecuador lo es a lo largo de un par de meridia­ nos opuestos, como se indica en la figura 1 .23 A. La

17

escala del mapa es correcta a lo largo del meridiano central. Si seleccionamos una estrecha banda, de unos pocos grados de arco, hacia el este y hacia el oeste del meridiano central, el aumento de la escala es muy peque­ ño y, al mismo tiempo, se mantienen las ventajas de una proyección conforme. Únicamente se utiliza una estrecha zona a cada lado del meridiano central. Una pequeña modificación ha conseguido dar un má­ ximo de utilidad a la proyección UTM . El cilindro envol­ vente, en lugar de ser tangente a lo largo de un meridia· no, corta al globo según dos círculos menores, siendo ésta la posición denominada secante (figura 1 . 23 B) . En este caso, la escala es constante a lo largo de dos rectas paralelas y verticales sobre el mapa, disminuyendo las variaciones de escala en una zona de varios grados de an­ chura.

Red UTM

B

FIGURA 1.23. A. La proyección transversal de Mercator utiliza un par de meridianos tangentes al cilindro. B. En la misma proyección la posición secante minimiza los cambios de escala en una estrecha franja.

X

1

w

1

T

Q

Eh)'º "

90°E

o

s

R

X

1

180°

90ºW

1

1

1

V

u

La red Universal Transversal de Mercator (red UTM) empezó a ser utilizada como Red Militar de los Estados Unidos y como sistema de referencia de la Red Británica. Desde entonces ha pasado a convertirse en el sistema internacional, empleado en aplicaciones tanto científicas como militares. Es particularmente importante en la loca­ lización de puntos observados desde satélites espaciales. La red UTM utiliza el metro como unidad de longitud. Las coordenadas de la red de cualquier pequeña área pertenecen a una particular zona de la red. El sistema UTM se utiliza en las latitudes comprendi­ das entre los 80º S y los 84º N. A partir de esas latitudes





f---

-

p

Designación de la zona de la red: 3 P

H

f--

.V

N

U PS

M L



H

UPS



A

90º W

E D c 1

¡

2

3

4

5

6

7

8

1

gl

Long. Oeste

56º

s

40°

Q

24º

N



64º

T

48º

R

32º

p

16º

J



G

F

u

V

K



-•

J

72º

L

Cuadrilátero 6º X 8º

K

w

M

Ecuador

J

23 24 25 26 27 28 29 30 3 1 32 33 34 3 5 36 1

� /B

.e, �'O<:;)

180º

H G 90º E

F

-

153¡54 55 56 57 58 59

84º

E

D c

8º 16º 24º 32º 40º 48º 56º 64º 72º

60

Long. Este

FIGURA 1. 2 4 . I dentificación de los cuadriláteros de 6° x 8º en el sistema de referencia de la red UTM. (Según los Departamentos del Ejército y de las Fuerzas Aéreas de los Estados Unidos . )

18

La supnficie de la tierra

en

mapas

hacia los polos, se utiliza la Red Estereográfica Polar (UPS) , basada en la proyección estereográfica polar. La existencia de gran cantidad de zonas de la red UTM requiere un sistema que permita indicar la posición glo­ bal aproximada, no sólo la correcta zona de la red, sino también la localización particular del punto dentro de la red, ya que son muchas estrechas bandas de gran exten­ sión latitudinal. El Sistema de Referencia de la Red pro­ porciona esta información utilizando números y letras, como muestra la figura 1 .24 . La superficie terrestre comprendida entre los paralelos 84' N y 80' S se considera dividida en áreas geográficas, o cuadriláteros de 6' de longitud por 8' de latitud. Los límites norte y sur de estas áreas conforman las 60 zonas de la red UTM, mientras que la posición este-oeste de las columnas se designa por los números de la zona de la red, que comienza con la Zona 1 ( 1 80' a 1 74' W) y aumenta hacia el este, hasta la Zona 60 ( 1 74' a 180' E ) . Las franjas horizontales de 8' d e amplitud se designan por letras, comenzando con la C (80' a 72' S) y acabando por la X, en los 84' N. La coordenación de un cuadrilátero de la red se realiza a través de un número y una letra, tal como 3P, en la figura 1 .24. El cuadrilátero más pequefio de la red UTM tiene 1 .000 m de lado. Una muestra de la red de 1 .000 m aparece en la figura 1 .25. Los números de la red aumentan hacia el este (hacia la derecha) , mientras los números de las líneas horizontales aumentan hacia el norte (hacia arriba) . En este caso se han eliminado los tres ceros así como aque­ llos dígitos que indican los centenares, millares y millo­ nes. Para indicar las coordenadas, primero se dan los metros hacia el este y después hacia el norte. De esta

Borde del mapa

3883 t--t---'--lt--4'-'--l.._.,.S-l¡_....

� de Fayettey¡Ue, N.C.,

;;Cuadnl ,; naul!> (1:2\QOO> ��:

Hoja 5254 111 sw Mal;¡¡ del Setvlclo del EJértiW zona 17

......

de la, red UTM

35' 00' 00"

1

q

683 ººº m E 684

79 • o· oo"

685

686

Escala

687

688

ª'liF*

689

4000 1000 =º===l= 3= 2º º== ºº=º== ºº=º== =º== C"==

FIGURA 1.25. de 1 .000 m .

Metros

Coordenadas de la red UTM en la cuadrícula

Contenido de los mapas

manera, debe leerse hacia la derecha y hacia arriba. Un cuadrilátero de la red se designa por las coordena­ das de la red de la esquina inferior izquierda. Por lo tanto, el cuadrado A se designa por la i ntersección de las líneas de la red 87 este y 80 norte. Estos números se es­ criben juntos, es decir, 8780, que representa la notación reducida para las coordenadas 687.000 m este, 3.800.000 m norte. Para un punto particular dentro de una cuadrícu­ la de la red, las coordenadas se leen a partir de la décima parte de un cuadrado de la red, que es 1 00 metros.

Contenido tk los mapas Hasta ahora, nuestro estudio de la cartografía -la ciencia de los mapas y de su elaboración- se ha basado única­ mente en una red que determina espacios en blanco. La información ofrecida por una red se limita a una única categoría: la localización absoluta de los puntos sobre la superficie elipsoidal del globo. ¿Qué otros tipos de infor­ mación puede mostrar un mapa plano? El número de categorías es casi infinito, ya que un mapa es capaz de ofrecer información sobre cualquier fenómeno que ocu­ pe una localización determinada en un momento deter­ minado. Sería necesario utilizar cientos de páginas para expresar la cantidad de categorías de información que pueden aparecer en los mapas. Para los factores de geo­ grafía física, centrados principalmente en el medio físico de la vida, la lista se reduce bastante, pero continúa siendo enormemente extensa. Una forma de clasificar la información utilizada en geografía física es en base al tiempo. Esto puede resultar extrafio ya que los mapas congelan el tiempo. Por defini· ción, un mapa no puede mostrar el tiempo por sí mismo, pero sí puede mostrar sus efectos. En primer lugar pode­ mos distinguir los mapas que muestran información que no cambia con el tiempo o, más concretamente, cosas que no cambian de forma apreciable durante décadas o incluso durante siglos. En esta categoría se incluyen ob­ jetos materiales, naturales o culturales (realizados por el hombre) . Ejemplos de ello son la formación de las rocas, valles, tipos de suelos, límites políticos, carreteras o igle­ sias. Como muchos fenómenos se producen al mismo tiem­ po, deben presentarse en un único mapa varias caracterís­ ticas, es decir, en un mapa múltiple. Los mapas naciona­ les publicados por los gobiernos pertenecen general­ mente a este tipo. Utilizando gran variedad de símbolos o colores, estos mapas ofrecen mucha información útil para los usuarios, que deben seleccionar y utilizar sólo una categoría de información. Sólo es necesario observar el mapa que aparece al final de este libro para apreciar la cantidad de elementos físicos o culturales que puede contener un mapa. Testimonio de la gran duración de la mayoría de información ofrecida es que estos mapas son producidos y distribuidos en gran número. Sin embargo, estos mapas múltiples representan la realidad en un mo­ mento determinado del tiempo. En este sentido, se trata de verdaderos documentos históricos. En contraposición a estos mapas está el mapa temáti­ co, que presenta una única categoría de datos. Hay mu­ chos ejemplos de este tipo: distribución de la población, límites de distritos electorales, eras geológicas, altura de la superficie terrestre sobre el nivel del mar, número de días de helada en el afio, o la velocidad del viento en la alta atmósfera, son algunos de ellos.

19

Entre los mapas temáticos también podemos hacer una división teniendo en cuenta el factor tiempo. En primer lugar están aquellos que representan elementos estables en la localización y el tiempo (ello no quiere decir que sean invariables) . Por ejemplo, las áreas geológicas, fron­ teras políticas, cementerios o autopistas. En segundo lu­ gar, está el tipo de fenómenos que varía constantemente, como la población o la velocidad del viento. Los mapas de este tipo muestran Jos fenómenos en un ¡ momento determinado o en un corto intervalo de tiempo, durante el cual fueron realizadas las observaciones. Los mapas de población ofrecen los datos de los censos, obtenidos mediante un trabajo que dura meses. Los mapas que representan la velocidad del viento ofrecen el aspecto de la atmósfera en un determinado momento, utilizando observaciones tomadas simultáneamente.

;

Dunnett FIGURA 1.27.

�Orford

,

,,,

,

____ _

• North Biggs o

(

Curva de

-

,...... � V

' 200



Bosque

+

Iglesia

Carretera

nivel

/'.., Límite de

'- ../

Oxton

'

\+

parroquia



Pueblo

¡

Iglesia con torre

Pradera

FIGURA 1.26. Mapa planimétrico de un área imaginaria con 10 pueblos. (Según J.P. Cole y C .A.M. King, Quantitative

Geography, p. 37, figura 2 . 3 . Copyright 1968 por John Wiley and Sons, Londres. Reproducido con permiso.)

Por último, aquellos fenómenos que cambian rápida­ mente, como la velocidad del viento, la temperatura del aire, las precipitaciones o las corrientes fluviales, tieren que ser estudiados durante un período amplio para obte· ner un promedio que sea relativamente constante en el tiempo. En el caso de la temperatura del aire, se produ­ cen continuas fluctuaciones que suceden según un ritmo diario y estacional. Las observaciones permiten obtener una media de esas fluctuaciones diarias, mensuales, anuales y finalmente la media de un período de 20 a 50 afios. La distribución de esas medias se representa des­ pués sobre el mapa. Los mapas temáticos de geografía física que aparecen a lo largo de este libro muestran todos los tipos de esta división en categorías según el factor tiempo.

20

Mapas del río Mississippi en tres escalas diferentes. A. 1 : 20.000. Las curvas de nivel del canal indican la profundidad según el nivel medio del agua. B. 1 :250.000. La l ínea del agua sólo indica el cauce. C. 1 :3 .000.000. El cauce aparece como un símbolo lineal. (Cuerpo de Ingenieros del Ejército de los Estados Unidos . )

Símbolos de los mapas Los puntos y líneas que representan diferentes elementos en un mapa deben tener un tamafio que los haga apropia­ dos para lo que quieren indicar, de manera que se con­ vierten en símbolos de los conceptos matemáticos que representan. Un símbolo puntual puede variar su diáme­ tro de acuerdo con lo que se quiere mostrar; asimismo, un círculo también puede servir como indicador de una localización. Hablando aún más ampliamente, puede ser cualquier elemento que sefiale un lugar concreto, es decir, una letra, un número o un pequefio dibujo del objeto que representa (véase la "iglesia con torre" en la figura 1 .26) . En cuanto a los símbolos lineales, pueden variar en su anchura. Un área específica de la superficie planimétrica puede ser representada mediante un símbo­ lo superficial, que puede ser una simple línea que mar­ que el límite, un disefio distintivo o un color. Un mapa que contenga todos estos tipos de símbolos puede ofrecer gran cantidad de información, como mues­ tra la figura 1 .26. En este caso, el mapa utitiza dos tipos de símbolos puntuales (iglesias) , tres clases de símbolos lineales y cuatro de símbolos superficiales (si las parro­ quias son consideradas como áreas delimitadas ) . En con­ junto ofrece nueve categorías de información. Los símbo­ los lineales pueden atravesar otros superficiales, o los símbolos puntuales pueden superponerse a los superfi­ ciales. Igualmente, dos tipos diferentes de símbolos su­ perficiales pueden coincidir. La relación entre los símbolos y la escala tiene gran importancia en cartografía. Los mapas a gran escala, como los planos de arquitectura o ingeniería, deben mostrar los objetos con su verdadera forma. Es lo que se denomina modelos . pictóricos o icónicos (del griego eikon, "ima­ gen" ) . Cuando se reduce la escala de un mapa, la imagen La supet:ficie de la tierra en mapas

us so

e de los objetos se va generalizando más y más, hasta convertirse en una analogía (por ejemplo, representar una iglesia como un cuadrado con una cruz) . Por último, la analogía se convierte en un puro símbolo, utilizando un punto o una línea. En geografía física tenemos un ejemplo perfecto en la representación de un río, como el caso del Mississippi en la figura 1 .27. Esta figura muestra el cauce del río a tres escalas diferentes, comenzando por

una representación pictórica, evolucionando a una analo­ gía en la que el cauce es representado por una doble línea y acabando por un único símbolo lineal. Al aumen­ tar la generalización, los detalles de las orillas del río y de su cauce se van simplificando. El nivel de representa­ ción de los detalles pequefios es conocido con el térmi­ no resolución, que tiene el mismo significado que en fotografía o en la observación telescópica. Los mapas a

FIGURA 1.28.

Mapa de flujos de los Estados Unidos, mostrando la magnitud relativa de los ríos a través de una línea de anchura proporcional al caudal medio anual. (Servicio Geológico de los Estados Unidos.)

Símbolos de los mapas

21

gran escala tienen un poder de resolución mayor que los mapas a pequeña escala.

Supongamos que

Z e s siempre un elemento individual

y que todos los elementos son iguales; por ejemplo, una

Un tipo interesante de mapa, que manipula la anchura

granja o una persona. Podríamos entonces escribir el

" 1 " en la localización exacta pero, en lugar de

de Jos símbolos lineales, es el mapa de flujos, en el cual

número

la función de Ja línea es indicar la dirección y el volumen

ello, es más apropiado colocar un punto en tal localiza­

del flujo en forma de cantidad de materia o de energía.

ción. El punto puede referirse no sólo a un elemento

1 .28, la línea se convierte en

determinado sino también a un número de individuos

una banda cuya anchura es proporcional al volumen de Ja

fijado con anterioridad; por ejemplo, cada punto puede

corriente. En efecto, el mapa es un tipo de gráfico pictóri­

representar

co, diseñado para una rápida percepción visual.

en el momento en que dos o más puntos tuvieran exacta­

Como se indica en la figura

1 00 o 1 .000 individuos. El problema surgiría

mente las mismas coordenadas en la red. Pensemos ahora en otro tipo de información que pue­ da ser representado por la coordenada

La tercera dimensión en los mapas La información geográfica viene dada en varias dimensio­ nes (utilizando el término "dimensión" tanto en sentido matemático como en sentido rotundo) . Los mapas deben ser capaces de mostrar esas dimensiones. Éstas pueden observarse en una hoja de papel en Ja que esté impresa la red UTM a una escala determinada. La información que aparece es planimétrica, es decir, se halla situada sobre un plano geométrico. La red, con sus líneas que se cruzan en ángulo recto, es un sistema de coordenadas planas

rectangulares. Las dos coordenadas se designan por las letras

X (línea horizontal) e Y (línea vertical) , como 1 . 29 A. La localización del punto P

muestra Ja figura

viene dada por las distancias

x

e y, con la notación P (x,y) .

Estas distancias se miden desde un punto de origen común,

Z , como por ejem­

plo un lago con una orilla bien delimitada. El lago puede

O, donde tanto X como Y son iguales a cero.

ser representado en la superficie planimétrica por un área cuyos l ímites están indicados por una línea. La di­ mensión

Z entra en juego cuando tratamos de representar

y expresar el hecho de que Ja superficie del lago es una entidad física diferente a la superficie que lo rodea. De esta forma tenemos dos posibilidades en una localización determinada de la red: lago y no lago; existencia de agua y no existencia; es un caso de "presente o ausente" o de "dentro o fuera" . Si estamos asignando puntos sobre la red, podemos dar un valor de

1 para el lago y de O para

donde no hay lago. Al realizar el mapa, podemos asignar un color azul para el lago y dejar el resto sin color. Independientemente del sistema que utilicemos, el con­ tenido de la información se encuentra todavía en la terce­ ra dimensión.

Para indicar la tercera dimensión es necesario introdu­ cir una tercera coordenada, como se muestra en Ja figura

Z, perpendicular a X e Y, 1 .29 B. De esta manera, un

punto en el espacio queda designado como

P(;,y,z) ·

Cual­

quier información de un mapa, excepto la localización de Jos puntos, nos la ofrece la tercera dimensión, que puede denominarse también dimensión

Z.

Un problema fundamental en cartografía es representar la tercera dimensión en una superficie plana. ( E l diagra­ ma de la figura

1 .29 B debe ser excluido ya que, hablan­

do con exactitud, no se trata de un mapa.) Si Ja coordena­ da

Z es en realidad una medida de longitud (por

ejemplo, altitud o elevación) podemos colocar la medida adecuada en el punto proyectado dentro de la red

X -Y.

La tercera dimensión no tiene por qué ser siempre una medida de longitud. Puede tratarse de u n feQómeno o propiedad observado que esté asociado a un punto en la red. Por ejemplo, podría representar la duración en días del período de heladas. En otro caso, podría ser el peso del mayor trozo de granizo encontrado en el suelo des­ pués de una tormenta. También, la dirección o velocidad del viento a una altitud de

10 km . En estos casos que

hemos citado, la tercera dimensión representa tiempo, masa, azimut y velocidad respectivamente.

Análisis de la tercera dimensión en los mapas planos Representar la tercera dimensión de información en una superficie plana, de coordenadas

X e Y, es un gran pro­

blema en cartografía, que se ha intentado solucionar de varias maneras. En muchos casos, los datos disponibles son fruto de unas observaciones puntuales de carácter cuantitativo. En otras palabras, son una serie de números que describe cómo un fenómeno determinado varía de un lugar a otro en la superficie terrestre. En el lenguaje estadístico, u n número de este tipo es una variable; el conjunto de variables forman una muestra; el total de variables que se obtendrá es la población. Cada variable viene dada por su par de coordenadas

XY. Comenzando con una red en blanco, como la red UTM/UPS, cada variable es señalada por un número en su punto correcto. Cuando Ja información consiste sim­ plemente en la presencia o ausencia de una cantidad o atributo -numéricamente,

1 o 0- se procede de la mane­

ra indicada. Cuando todas las localizaciones hayan sido señaladas dispondremos de una serie de puntos esparci­ dos por la superficie (figura

1 .30) . Otro método diferente

utiliza una red para localizar las variables. Una muestra de coordenadas

O A

ED

FIGURA 1.29.

22

z

X e Y se toma como una tabla de núme­

ros al azar. Para muchos tipos de datos, sin embargo, la

• p(x,y,z)

localización de las variables está predeterminada por la existencia de unas estaciones de observación fijas y no u niformes. Por ejemplo, en el caso del tiempo y del clima, los datos se recogen normalmente en estaciones instaladas en los aeropuertos. Independientemente del

X

método utilizado, siempre nos encontramos con una se­

B

La tercera dimensión en los mapas.

rie de números o puntos situados sobre una superficie. Una vez obtenida esta superficie, el procedimiento habitual consiste en superponer una cuadrícula al mapa.

La supeificie de la tierra en mapas

FIGURA 1.30.

Mapa de puntos mostrando la distribución de suelos del tipo Alfisols en los Estados Unidos. (De Philip J. Gersmehl, 1977, Annals of the Assoc. of Amer Geographers, vol. 67, p. 426, figura 7. Copyright 1977 por la Association of American Geographers. Utilizado con permiso.) 10

94

91

87

81

78

73

70

69

66

63

9

90

88

82

78

74

69

65

62

58

57

8

85

81

74

71

66

62

59

54

46

39

7

80

74

65

63

62

60

52

44

40

36

6

73

68

62

60

57

52

46

37

32

29

5

65

61

59

56

51

45

37

31

24

20

4

62

60

54

49

44

38

26

22

19

13

3

57

51

48

46

40

26

21

15

12

5

2

50

49

44

38

30

20

12

8

4

o

47

46

42

40

27

18

11

6

o

o

2

3

4

5

A

6

7

e

Tercera dimensión

en

los mapas planos

8

9

10

0-20

B

FIGURA 1 . 3 1 . Representación de la densidad en los mapas. A. Red de cuadrados. Las figuras muestran el número de observaciones que pertenecen a un cuadrado. B. Mapa de coropletas, mostrando diferentes clases con acusadas discontinuidades. C. Las isopletas muestran una superficie continuamente variable. Las flechas indican la dirección del gradiente.

23

TABLA 1 . 1 .

Ejemplos de isopletas

Nombre de la isopleta

Raíz griega

Isobara Isoterma

baros, peso therme, calor

lsotaca Isoyeta Isohipsa Línea isogónica

tachos, velocidad hyetos, lluvia hypso, altura gonia, ángulo

Ejemplos en el texto , figuras

Característica descrita

6.2, 6.8

Presión barométrica Temperatura del aire, agua o suelo Velocidad de un fluido Precipitación Elevación Declinación magnética

5.19, 5.22 6.20 7.21 1 5.33, 2 1 . 8 1 .28

El número de puntos que aparece en cada cuadrado se

has, "cantidad" ) . El término isorritmo (del griego arith­

considera localizado en su centro. El resultado es una

mos, "número") se utiliza también en el mismo sentido. Las isopletas muestran una superficie imaginaria conti­ nua que asciende o desciende de un lugar a otro sin

toma como valor representativo de ese cuadrado y se serie ordenada de números que representan la densidad de puntos en cada cuadrado. La figura 1 . 3 1 A muestra la

densidad de números en cada una de las 100 divisiones de la cuadrícula.

saltos bruscos. Las isopletas pueden representar un plano inclinado o una superficie ondulada con colinas y valles. Un plano inclinado, unido a las cifras correspondien­

Entonces podremos asignar a cada área una trama o

tes definiría una tendencia de valores superiores a inferio­

color, utilizando una escala de los números agrupados

res; a menudo nos referimos a dicho mapa como super­

o clases de valores. Un ejemplo de ello aparece en la

ficie de tendencias. Las líneas discontinuas con flechas

en la que las observaciones se han dividido

de la figura 1 . 3 1 C muestran la dirección del gradien­

en cinco clases. En este caso, la asociación de los cuadra­

te de la superficie inclinada. Obsérvese que las líneas

figura 1 . 3 1

B,

dos no es fortuita sino que están agrupados en distintas

de gradiente cruzan siempre las isopletas en ángulos

zonas que cruzan la superficie en diagonal, mostrando

rectos.

los datos una clara tendencia a disminuir desde arriba a la

Los mapas de isopletas son probablemente el tipo más

izquierda hacia abajo a la derecha. Esta representación en

importante de mapa, encontrado en las diferentes ramas

áreas es conocida con el nombre de mapa de coropletas

de la geografía física. La tabla 1 . 1 facilita una lista parcial

(del griego, chor, choro, "espacio abierto" ) . Las diferen­

de isopletas de diferentes clases, utilizadas en las cien­

tes zonas de los mapas de completas no tienen que ser necesariamente rectangulares, con divisiones en forma

cias de la tierra, juntamente con sus nombres específicos

y las clases de información que desarrollan. Se citan

de ángulo recto, como en el ejemplo. Los límites de las

además ejemplos que aparecen en el libro de texto. En el

zonas pueden ser líneas curvadas. Es importante destacar

apéndice 3 se explica una clase especial de isopleta, las

que esas líneas representan discontinuidades abruptas,

curvas de nivel, como un instrumento para mostrar la

como las subidas verticales de un tramo de escaleras . Pasar de una zona a otra es como subir o bajar los pelda­ ños de una escalera. Un tratamiento más sofisticado de los datos aparece en

la figura 1 . 3 1 C. Tomando las variables que ocupan los

configuración de las características de la superficie te­

rrestre tales como montañas, valles y cuencas.

La cartografía moderna ha realizado esfuerzos impor­

tantes en reunir, presentar y analizar información geo­

gráfica a través de datos obtenidos con instrumentos

puntos centrales de los cuadrados, las líneas se han dibu­

instalados en aviones y vehículos orbitales y procesados

jado de manera que muestren la posición de todos los

por computadoras de alta velocidad. En el capítulo 4 se

puntos que poseen el mismo valor. Estas líneas de igual

valor se llaman isopletas (del griego isas, "igual" y plet-

24

desarrolla esta materia bajo el título de " Percepción re­ mota para la geografía física " .

L a supet:ficie de la tierra en mapas

CAPÍTULO

2

Las estaciones y la hora

Las diferencias entre los diversos medio-ambientes de nuestro planeta dependen en gran manera de la influen­ cia de los rayos del sol. El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la superficie de la tierra varía profun­ damente con la latitud y con la época del año, lo cual determina fenómenos como el recorrido aparente del sol en el cielo, la duración variable del día y de la noche, y la sucesión anual de las estaciones. Estos ritmos diarios y estacionales actúan como controles fundamentales de la temperatura del aire, los vientos, las corrientes marinas, las precipitaciones y las tormentas. Todos estos fenóme­ nos se interrelacionan de manera que conforman los diversos climas de la tierra. La comprensión de las relaciones entre la tierra y el sol requiere pensar en tres dimensiones. Es necesario visua­ lizar la tierra esférica girando como una peonza alrede­ dor de su eje pero, al mismo tiempo, moviéndose en una trayectoria circular alrededor del sol. Superpuesta a este sencillo sistema está la inclinación del eje de la tierra con respecto al plano en el que viaja alrededor del sol. Pode­ mos observar este sistema desde el punto de vista imagi­ nario de un observador alejado en el espacfo; pero tam­ bién debemos pensar en los mismos movimientos desde el punto de vista real de un observador situado en la superficie de la tierra, girando al mismo tiempo que la tierra y sostenido en ella gracias a la gravedad te­ rrestre.

Rotación de la tierra El movimiento de la tierra alrededor de su eje polar se denomina rotación. En el estudio de las relaciones entre el sol y la tierra utilizamos como período de rotación el día solar medio que consiste en 24 horas. Este es el período de tiempo necesario para que la tierra haga un giro completo sobre sí misma, con respecto al sol. El sentido de rotación de la tierra se puede determinar mediante cualquiera de los siguientes sistemas: ( 1 ) si nos imaginamos a nosotros mismos contemplando la tierra desde un punto situado verticalmente sobre el Polo nor­ te, la dirección de giro será contraria a las agujas del reloj. (2) Si apoyamos un dedo sobre un punto de un Demostración de la rotación de la tierra

globo terráqueo y lo empujamos en dirección este, el globo girará en el mismo sentido que el globo real (figu­ ra 2. 1). Esto explica la conocida expresión "la tierra gira en dirección este" . (3) El sentido de rotación de la tierra es contrario al movimiento aparente del sol, de la luna y las estrellas. Dado que la trayectoria de estos astros en el cielo tiene dirección oeste, la tierra debe girar en direc­ ción este. La velocidad de rotación de un punto de la superficie terrestre en esta trayectoria circular se puede determinar fácilmente dividiendo la longitud del paralelo correspon­ diente al punto, por 24. Así, en el Ecuador, que tiene una longitud aproximada de 40.000 km, la velocidad de un objeto situado sobre la superficie es de 1 . 700 km por hora. En el paralelo 60 esta velocidad queda reducida a la mitad, es decir, a 850 km por hora. En los polos, como resulta evidente, la velocidad es nula. Nosotros no pode­ mos percibir este movimiento debido a que la rotación de la tierra es constante.

Demostraci6n de la rotación de la tierra Encontrar una prueba satisfactoria de la rotación de la tierra sobre su eje fue un gran problema sin solución para la astronomía durante siglos. Los astrónomos que creían que la tierra era una esfera fija en el centro del universo -adheridos al sistema ptolemaico- ejercieron gran in­ fluencia en la ciencia hasta bien entrado el siglo XV, cuando el astrónomo polaco Nicolaus Copernicus sostu•

Polo Norte

A

FIGURA 2_1.

B

El sentido de rotación de la tierra es contrario a las agujas del reloj en el polo norte (A) y hacia el este en el Ecuador (B).

25

FIGURA 2.3.

Principio del péndulo de Foucault.

del reloj, como muestra la figura 2.3, y completaría una vuelta (360º) en 24 horas, girando 1 5 º cada hora. En el Ecuador, la desviación del péndulo sería nula e iría cre­ ciendo con la latitud, desde Oº en el Ecuador hasta 360º en los polos. Por ejemplo, en Nueva York, aproximada­ mente a 40º lat. N el giro es de 10º por hora, y tarda 37 horas en realizar una vuelta completa. La tabla 2.1 mues­ tra los valores cada 1 5º de latitud.

Jifectos de la rotación de la tierra FIGURA 2.2.

Este péndulo de Foucault derriba los pivotes en sucesión para mostrar que la dirección de la oscilación va variando. (Instituto Franklin, Filadelfia.)

vo que la tierra era solamente uno entre varios planetas que giraban alrededor del sol, siguiendo unas órbitas y que, al mismo tiempo, giraban sobre su eje. La teoría de Copérnico sería aceptada gracias a los esfuerzos de otro gran astrónomo, Johannes Kepler ( 1 5 7 1-1630) y fue in­ corporada como base física por Isaac Newton en sus leyes sobre el movimiento y la gravitación (1687). Newton predijo que una tierra en rotación se deformaría, convir­ tiéndose en un elipsoide achatado (véase capítulo 1 ). Hacia 1 740 los servicios geodésicos habían confirmado que la tierra era realmente un elipsoide achatado. Un físico f rancés, Jean Bernard Léon Foucault realizó una demostración pública tan clara que cualquier perso­ na pudo convencerse de la realidad de la rotación de la tierra. Conocido como el péndulo de Foucault, el tipo de aparato que utilizó puede verse hoy en movimiento en el Edificio de las Naciones Unidas en Nueva York y en otros mu ' chos museos y universidades de todo el mundo (figu­ ra 2.2). En 1851 Foucault suspendió de la cúpula del Panteón de París una bala de cañón, utilizando un alam­ bre de 60 m de longitud. Una vez puesta en movimiento, la esfera se iba desplazando en el sentido de la oscila­ ción. Era evidente que la superficie de la tierra iba giran­ do lentamente, pero que este movimiento no se había transmitido a la esfera. En realidad, la esfera estaba libre de cualquier nexo de unión con la tierra y por ello mantenía su oscilación, de acuerdo con la primera ley de Newton sobre el movimiento (cualquier cuerpo perma­ nece en reposo o en un movimiento uniforme en línea recta hasta que es obligado a cambiar por la actuación de una fuerza externa). Si se hiciera oscilar un péndulo en el Polo Norte, el movimiento del mismo seguiría el sentido de las agujas

26

Los efectos físicos y biológicos de la rotación de la tierra son realmente importantes en relación con los procesos medio-ambientales del desarrollo de la vida. En primer lugar, la rotación impone el ritmo de los días y las no­ ches, ritmo de muchos fenómenos a los que responden las plantas y los animales. Estos fenómenos incluyen la luz, temperatura, humedad del aire y el viento. Las plan­ tas responden al ritmo diario produciendo energía duran­ te el día y descansando durante la noche. Los animales también ajustan sus actividades al ritmo diario, algunos prefiriendo el día y otros la noche para la realización de sus actividades. El ciclo diario de entrada de energía solar y el correspondiente ciclo de la temperatura del aire son aspectos importantes que serán analizados en los capítulos 4 y 5. En segundo lugar, como encontraremos en el estudio de los sistemas de vientos y de las corrientes marinas de la tierra, la rotación hace que el movimiento del aire y del agua siga la dirección de la brújula: hac¡a la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisfeTABLA 2.1.

El Péndulo de Foucault según la latitud Tiempo total Cambio e n la dirección del péndulo cada h ora

Latitud

Oº 15 30 45 60 75 90

para e l cambio de dirección de

360º

Grados•

Horas

Ninguno

Ninguno

3.9 7.5 10.6 13.0 14.5 15.0

93 48 34 28 25 24

•se ha aplicado la siguiente fórmula: relación de cambio de dirección, grados por hora= 15º x sen. de la latitud.

Las estaciones y la hora

rio sur. Este es el fenómeno denominado efecto de Co­ riolis, que se analiza en el capítulo 6. Un tercer efecto físico de la rotación de la tierra tiene una gran importancia. Debido a que la luna ejerce una atracción gravitacional sobre la tierra, al mismo tiempo que la tierra gira con respecto a la luna, se generan dos fuerzas, que originan un ciclo de ascenso y descenso de la superficie de los océanos -las mareas-. Estos movi­ mientos provocan corrientes de agua de sentido alterno en aguas poco profundas de la zona costera. Para un granjero de Kansas las mareas pueden no tener significa­ do; sin embargo, para un pescador o un capitán de un barco costero, el ciclo de las mareas es un reloj que regula las actividades diarias. Para muchos tipos de plan­ tas y animales acuáticos las mareas son esenciales para mantener un aceptable medio de vida. Las mareas y sus corrientes se analizan en el capítulo 19.

Traslación de la tierra El movimiento de la tierra en su órbita alrededor del sol recibe el nombre de traslación. El período de traslación, o año, es el tiempo necesario para que la tierra complete una vuelta alrededor del sol. Sin embargo, el año es definido por los astrónomos de diversas maneras. Por ejemplo, el tiempo necesario para que la tierra vuelva a un punto dado de su órbita referido a una estrella fija, lo cual se denomina año sidéreo. Para el análisis de las relaciones entre el sol y la tierra utilizamos el año tropical, que es el tiempo transcurrido entre dos equinoccios vernales, y tiene una duración de 365 días y 1/4 aproximadamente. Cada cuatro afios esta diferencia de 1/4 de día entre el afio tropical y el afio del calendario constituye un día completo que se afiade a los otros 365 días. Afiadiendo un día extra al mes de febrero cada afio bisiesto se corrige el calendario con respecto al afio tropical. Para que el sistema resulte perfecto es nece­ sario realizar otras correcciones de mayor precisión. En su órbita alrededor del sol, la tierra gira en sentido contrario a las agujas del reloj si la observamos desde un punto en el espacio situado sobre el Polo Norte (figura 2.4). De esta manera, el sentido de traslación coincide con el de rotación.

Equinoccio

cíe primavera,

21 de marzo

Equinoccio de otono, 23 de septiembre

FIGURA 2.5.

La órbita de Ja tierra

y las estaciones.

Inclinación del eje de la tierra

Perihelio y afelio La distancia media entre la tierra y el sol es de unos 1 50 millones de kilómetros, pero debido a que la órbita de la tierra es una elipse, la distancia varía unos 2,5 millones de kilómetros. Su valor mínimo es de unos 1 4 7,5 millo­ nes de km alrededor del 3 de enero, y se dice entonces

t FIGURA 2-4.

que la tierra está en su perihelio. (Esta palabra viene del griego peri, alrededor o cerca, y helios, sol.) Alrededor del 4 de julio la tierra se encuentra en el punto más alejado del sol y se dice que está en su afelio (del griego ap, lejos, y helios, sol), a una distancia de 152,5 millones de km. Estas diferencias en la distancia de la tierra al sol determinan cambios en la cantidad de energía recibida por nuestro planeta, pero no son la causa del verano e invierno. Esto resulta obvio si tenemos en cuenta que en el perihelio la tierra recibe mayor cantidad de radiación y que ello coincide con la estación invernal en el hemisfe­ rio norte. Además, en los hemisferios norte y sur las estaciones opuestas tienen lugar simultáneamente, lo que indica claramente que la causa ha de ser otra. En lugar de ello, parece probable que las estaciones sean consecuencia de la inclinación del eje de rotación de la tierra. En teoría, sin embargo, los veranos e inviernos debe­ rían intensificarse ligeramente en el hemisferio sur y moderarse ligeramente en el hemisferio norte, como re­ sultado de la coincidencia del perihelio y afelio con el verano e invierno.

Sentidos de rotación

Inclinación del eje de la tierra

y traslación de la tierra.

Imaginemos que el eje de la tierra es perfectamente perpendicular al plano en que la tierra se traslada alrede­ dor del sol. Los astrónomos denominan a ese plano que contiene la órbita de la tierra, el plano de -la eclíptica. Bajo estas condiciones imaginarias, el Ecuador se encon­ traría exactamente en el plano de la eclíptica. Los rayos del sol que dan toda la energía necesaria para los proce­ sos de la vida sobre la tierra, incidirían siempre sobre el Ecuador. En realidad, en el Ecuador los rayos serían exactamente perpendiculares a la superficie de la tierra al mediodía. De esta forma los rayos sólo rozarían los polos Norte y Sur. Las condiciones en un día determinado serían exactamente las mismas que cualquier otro día del . afio (suponiendo que la órbita fuera circular). En otras palabras, no existirían las estaciones. En realidad, el eje de la tierra no es perpendicular al plano de la eclíptica, sino que se halla inclinado en un ángulo de 23 1/2º con respecto a la vertical. La figura 2.6 muestra esta inclinación del eje en un esquema que reproduce las tres dimensiones. El ángulo entre el eje de

27

Solsticios y equinoccios

FIGURA 2.6.

En cualquier época del año, el eje de la tierra mantiene una inclinación de 66 1/2º con respecto al plano de la eclíptica.

la tierra y el plano de la eclíptica es de 66 1/2º (90º 66 1/2º). Otro hecho a destacar sobre la inclinación del eje terrestre es que, además de mantener constante ese ángu­ lo de 66 1/2º con el plano de la eclíptica, tiene una orientación fija con respecto a las estrellas. El extremo norte del eje de la tierra apunta constantemente hacia la Estrella Polar. Para visualizar este fenómeno, se mantiene un globo de manera que su eje forme constantemente un ángulo de 66 1/2º con la horizontal. A continuación se mueve el globo en un pequeño círculo horizontal que representa la órbita terrestre, pero de forma que el eje apunte siempre al mismo lugar del techo.

23 1/2º

=

·

¿Cuál es la consecuencia de los hechos de que (1) el eje de la tierra mantenga un ángulo fijo- con el plano de la eclíptica y (2) que el eje apunte siempre al mismo lugar? Es fácil deducir que en un punto de la órbita, el extremo nor�e del eje terrestre se halla inclinado hacia el sol; y que en el punto opuesto de la órbita se halla inclinado en la dirección contraria. En los puntos intermedios, el eje no está inclinado con respecto a los rayos del sol (figura 2.7). A continuación consideraremos estas cuatro posiciones en detalle. El 21 o 22 de junio la tierra se encuentra en una posición de su órbita tal que su eje está inclinado con un ángulo máximo de 23 1/2º hacia el sol. El hemisferio norte se encuentra adelantado hacia el sol. Esta circuns­ tancia se denomina solsticio de verano. Seis meses más tarde, el 21 o 22 de diciembre, la tierra se encuentra en una posición equivalente, pero en un punto de su órbita diametralmente opuesto. En esta época, conocida como el solsticio de invierno, el eje presenta de nuevo su inclinación máxima con respecto al sol, aunque ahora es el hemisferio sur el que se halla inclinado hacia él. En la posición intermedia entre los solsticios tienen lugar los equinoccios, cuando el eje de la tierra forma un ángulo de 90º con una línea que pase por el centro del sol, y tanto el Polo Norte como el Polo Sur tienen la misma inclinación con respecto al sol. El equinoccio de primavera tiene lugar el 20 o 21 de marzo y el equinoc­ cio de otoño, el 22 o 23 de septiembre. En los dos equinoccios, la posición relativa de la tierra y el sol es idéntica, mientras que en los dos solsticios presenta si­ tuaciones completamente opuestas.

Los equinoccios Consideraremos primero las características de los equi­ noccios, porque éste es el caso más sencillo. La figura 2.8 muestra cómo la tierra se halla en todo momento dividida

Plano de la ecl1ptica PRIMAVERA

INVIERNO Solsticio de invierno, 22 de diciembre



-�

// // / / // ¡/ // /

I EquinQCcio de otoi'lo, 23 de septiembre FIGURA 2.7.

Las estaciones tienen lugar debido a que el eje inclinado de la tierra mantiene una orientación constante en el espacio mientras la tierra gira alrededor del sol.

28

Las estaciones y la hora

en dos hemisferios con respecto a los rayos solares. Un hemisferio está iluminado mientras el otro permanece en la oscuridad. Las dos mitades están separadas por un círculo, llamado Círculo de iluminación, que separa el día de la noche. En los equinoccios, el círculo de ilumi­ nación pasa precisamente por los polos. En la figura 2.8 se observan las condiciones principales en los equinoc­ cios: el punto en que los rayos del sol son perpendicula­ res a la tierra al mediodía, el punto subsolar, se localiza exactamente en el Ecuador. En ese lugar, el ángulo entre los rayos del sol y la superficie de la tierra es de 90º. En los polos, los rayos solares sólo rozan la superficie. Como la tierra va girando sobre sí misma, el Ecuador recibe el máximo de energía solar mientras que los polos no reci­ ben nada. En las latitudes intermedias, por ejemplo a 40º lat. N, los rayos del sol al mediodía inciden con un ángulo agudo (50º) sobre la superficie de la tierra. El círculo de ilumináción pasa por los polos y, por lo tanto, coincide con los meridianos cuando la tierra gira. La trayectoria del sol en el cielo en los equinoccios aparece en la figura 2.9. Para un observador situado sobre la superficie terrestre, ésta es como un disco horizontal y plano, en el que la circunferencia del mismo representa el horizonte. El sol, la luna y las estrellas parecen viajar por la superficie interior de una cúpula. (Esta situación se reproduce en los planetarios, en los que el techo tiene forma de hemisferio.) En los equinoccios, el sol sale por un punto situado exactamente hacia el este y se pone por un punto situado exactamente hacia el oeste, y esto suce­ de en todas las latitudes excepto en los polos. Otros detalles de las condiciones que se producen en los equinoccios aparecen en la figura 2.10 A. Los parale­ los están divididos en dos partes iguales por el círculo de iluminación. En consecuencia, el día y la noche tienen exactamente la misma duración, 12 horas, en cualquier latitud. Este hecho explica el significado de la palabra equinoccio, del latín aequus, igual y nox, noche (no tenemos en cuenta el crepúsculo, que extiende el perío­ do de iluminación antes de la salida del sol y después de la puesta). Las condiciones son exactamente iguales en los dos hemisferios. La salida del sol tiene lugar a las 6.00 de la mañana y la puesta a las 6.00 de la tarde en todo el globo, a excepción de los polos, en los que prevalecen unas condiciones especiales. El mediodía solar tiene lugar cuando el soi alcanza el punto más alto en el cielo, y sucede simultáneamente en todos los puntos que tienen la misma longitud, es decir, que se hallan situados sobre el mismo meridiano. Como

FIGURA 2-8.

Condiciones equinocciales. Desde este punto de vista, el. eje de la tierra parece no tener inclinación.

Los equinoccios

12

1

Cenit

FIGURA 2_9_

Trayectoria del sol en el cielo durante el equinoccio y los solsticios a 40º lat N.

se indica en la figura 2.10 A, la altitud del sol al mediodía puede determinarse midiendo el ángulo formado por los rayos del sol con las tangentes al globo en una latitud determinada. En la figura vienen dadas algunas altitudes en grados para varias latitudes. Sin los límites de visión el horizonte aparece como un círculo y por ello una línea recta tangente debe ser utilizada para medir el ángulo de altitud en el diagrama. Unas pocas medidas nos bastarán para darnos cuenta de que la altitud del sol al mediodía coincide con la colatitud, es decir, 90º menos la latitud. Así, en los equi­ noccios, pero no en otras épocas del año, la altitud del sol al mediodía se puede ca!Cuiar por una simple resta, si se conoce la latitud. Aunque la altura es la misma para latitudes simétricas a ambos lados del Ecuador, debe recordarse que el ángulo se mide a partir del horizonte meridional en el hemisferio norte, y a partir del horizon­ te septentrional en el hemisferio sur. La figura 2.11 es un conjunto de dibujos tridimensiona­ les, similares a la figura 2.9, mostrando todas las latitudes que aparecen en la figura 2.10. Las trayectorias imagina­ rias del sol aparecen en las horas nocturnas cuando el sol está bajo el horizonte. Mientras las condiciones de Nueva York son más familiares para las personas que viven en latitudes medias, la trayectoria del sol en partes alejadas de la tierra, parece extraña, sobre todo si se pasa al hemisferio sur. Una buena estrategia es c9menzar.con Nueva York (C) e ir hacia el norte. Cuando se alcance el Círculo Polar Ártico (B), la trayectoria del sol en los equinoccios es baja en el cielo y se va haciendo aún más baja al aproxi­ marse al Polo Norte. Finalmente, en el mismo Polo Norte (A), el sol permanece en la línea del horizonte todo el día, recorriéndolo por completo en 24 horas. Debido a que la tierra gira en sentido contrario a las agujas del reloj, el sol parece moverse en el sentido de las agujas del reloj (hacia la derecha del observador). Al acercarse al Ecuador, la trayectoria del sol en los equinoccios parece ir ascendiendo en el cielo hasta que en el Ecuador (E) la trayectoria es perpendicular al plano del horizonte. Aquí el sol alcanza su cenit al mediodía. Desde el Ecuador hacia el hemisferio sur, la trayectoria se inclina hacia el horizonte septentrional (F). Al aproxi-

29

Ra os del sol

QJ "C o ::;

23'hºr-�����-

� C3

Trópico de Capricornio

s

A

Rayos del sol

B

FIGURA 2.10. Detalles de las relaciones entre el sol y la tierra en los equinoccios (A) y los solsticios (B). Se muestra la altitud del sol sobre el-horizonte al mediodía en varias latitudes, las mismas que aparecen en la figura 2.11. (De A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, Harper and Row Editores, figuras 4 . 3 y 4 . 6. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

30

Las estacio-s y la hora

marnos al Polo Sur, el sol al mediodía estará en un punto bajo en el cielo, hacia el norte (G). En el Polo Sur (H), el sol se mueve en sentido contrario a las agujas del reloj (hacia la izquierda del observador) , sentido contrario al que tiene en el Polo Norte. Volviendo al Ecuador (E), se observa que el sol al mediodía alcanza una elevación de 90º. Debido a que la trayectoria es perpendicular al plano del horizonte, el sol cambia la altitud a razón de 15º por hora a lo largo de todo el día. De esta manera, en el Ecuador la sombra de una barra vertical apuntará hacia el oeste desde las 6.00 de la mañana hasta el mediodía, desaparecerá justo al mediodía y apuntará hacia el este desde entonces hasta las 6.00 de la tarde.

Los solsticios Las condiciones imperantes en el solsticio de invierno (diciembre) aparecen representadas en tres dimensiones en la figura 2 . 1 2. Debido a que el eje de la tierra se halla inclinado en dirección contraria al sol, toda el área com­ prendida en el Círculo Polar Ártico, a 66 1/2º lat. N, se encuentra en la cara oscura del círculo de iluminación. Aunque la tierra realiza un giro completo cada día, este área continúa siempre en la oscuridad. Las condiciones en el hemisferio sur durante el solsticio de invierno están representadas en la figura 2 . 1 3. Toda el área situada entre el Círculo Polar Antártico, a 66 1/2º lat. S, y el Polo Sur, se encuentra iluminada por el sol las 24 horas del día. El punto subsolar ha variado su posición para situarse en el Trópico de Capricornio, a 23 1/2º lat. S. En el solsticio de verano (junio) las condiciones son exactamente las opuestas a las que se producen en el solsticio de invierno. Como muestra la figura 2.13, el punto subsolar se encuentra entonces sobre el Trópico de Cáncer, a 23 1/2º lat. N. Ahora, la región polar ártica tiene 24 horas de día (figura 2.14), mientras que la re­ gión polar antártica tiene 24 horas de noche. De un solsticio a otro el punto subsolar ha cambiado en una distancia de 47' de latitud. Los cambios producidos por la alternancia de solsticios y equinoccios dan lugar a las estaciones astronómicas: primavera, verano, otoño e in­ vierno, como se señala en la figura 2.7. Los detalles de la situación en el solsticio de invierno (diciembre) aparecen en la figura 2.10 B. Es necesario destacar que la palabra "invierno" se refiere exclusiva­ mente al hemisferio norte ya que en el hemisferio sur se encuentran en la estación veraniega. En esta época, el círculo de iluminación divide a los paralelos, excepto el Ecuador, en dos partes desiguales, y es tangente al Círculo Polar Ártico (66 1/2º lat. N) y al Círculo Polar Antártico (66 1/2º lat. S), explicándose así el porqué de que esos dos paralelos tengan una denominación espe­ cial. El círculo de iluminación divide en dos partes igua­ les al Ecuador, de acuerdo con la ley que afirma que dos círculos máximos que se cortan quedan divididos en partes iguales (capítulo 1). En el solsticio de invierno, el día y la noche tienen distinta duración en casi todos los puntos del globo. Esta desigualdad puede apreciarse en la figura 2 .10 B, obser­ vando la parte de cada paralelo que se encuentra a la derecha o a la izquierda del círculo de iluminación. Resulta evidente que: 1. La noche es más larga que el día en el hemisferio norte.

Ciclo estacional de la declinación solar

2. El día es más largo que la noche en el hemisferio sur. 3. La desigualdad entre el día y la noche aumenta desde el Ecuador hacia los polos. 4. Latitudes simétricas respecto del Ecuador poseen du­ raciones relativas del día y de la noche exactamente opuestas. 5. Entre el Círculo Polar Ártico, 66 1 /2º lat. N y el Polo Norte, la noche dura 24 horas (sin considerar la luz crepuscular, que puede ser considerable cerca del Círculo Polar) . 6. Entre el Círculo Polar Antártico, 66 1/2º lat. S y el Polo Sur, el día dura 24 horas. A 23 1/2º lat. S (Trópico de Capricornio) , los rayos del sol al mediodía inciden sobre la superficie del globo con un ángulo de 90º sobre el horizonte. Entonces el sol se encuentra exactamente en su cenit. En el Círculo Polar Ártico, 66 1/2º lat. N, el sol al mediodía se encuentra sobre el horizonte. En el Polo Sur tiene una elevación de 23 1/2º sobre el horizonte y mantiene este ángulo duran­ te las 24 horas. La trayectoria del sol en el cielo durante el solsticio de invierno aparece para varias latitudes en la figura 2 . 1 1, que se corresponde con la figura 2.10 B. En todos los aspectos, las condiciones en el solsticio de verano, el 21 o 22 de junio, son exactamente las contrarias al solsticio de invierno, de tal forma que las condiciones en el hemisferio norte son las mismas que tenía el hemisferio sur durante el solsticio de invierno (figura 2 . 1 3 ) . Para comprender las relaciones entre los rayos del sol y la superficie terrestre, basta con dar la vuelta a la figura 2.10 B y cambiar "norte" por "sur", "ártico" por "antártico" y "Trópico de Cáncer" por "Tró­ pico de Capricornio". Las afirmaciones realizadas en los párrafos anteriores concernientes al círculo de ilu­ minación, duración del día y la noche, y de la altura del sol al mediodía en el solsticio de verano, deben ser leídas de nuevo cambiando las palabras oportunas para adecuarlo a las condiciones opuestas del solsticio de ve­ rano. La trayectoria del sol en el cielo el 21 de junio aparece en la figura 2 . 1 1. Para todas las latitudes situadas entre los círculos polares Ártico y Antártico, el sol sale por el nores­ te y se pone por el noroeste.

Ciclo estacional de la declinación solar Hemos señalado anteriormente que el punto subsolar se desplaza anualmente en un intervalo de 47', desde los 23 1/2º lat. S en el solsticio de invierno hasta los 23 1/2º lat. N en el solsticio de verano, cruzando el Ecuador dos veces por año, en los equinoccios. La latitud del punto subsolar en un momento determinado se denomina de­ clinación solar. La figura 2.15 es un diagrama que mues­ tra la declinación solar a lo largo del año. Hay que destacar el hecho de que, en cada solsticio, la declina­ ción cambia muy lentamente cuando está girando para tomar el sentido contrario. Durante varios días próximos al solsticio el cambio de la declinación es demasiado pequeño para ser detectado sin refinados instrumentos ópticos. Para los antiguos griegos y romanos, éste era un tiempo en el que el sol permanecía inmóvil, lo que explica la palabra solsticio -del latín sol, sol, y stare, man­ tenerse. En contraste, el ritmo de cambio de la declinación es rápido en los equinoccios. En los meses anterior y poste-

31

Cenit

Cenit

Mediodía '•.



strella Polar

-,

: '

\ '.... �'-' ,____fquinocc;

Sol 'O....._ O'e

o

w

·

' -../��:

',

'� \

\

�- ::

/./·

Sol

__.

e__ --�:>----_i: H12 or� iz � o:.. tn ,,.

\-�



s

So/sti 'º · -= ----



l

---= ,,- - _____ i �� :_"'.b!!.---·---.

/ ·-·-=-=- .......

Nadir 8

A

Círculo Polar Ártico 66

Polo Norte

1/2º

lat N

Cenit

Cenit

··��

,'

;...-

.,,__ __

e

Nueva York

FIGURA 2.11.

41º

o

Trópico de Cáncer

N

N

Trayectoria del sol en el cielo en los equinoccios y solsticios a las

mismas latitudes que aparecen en la figura

2.10.

rior a un equinoccio, la declinación cambia casi 12º. Este hecho explica el rápido acortamiento de los días durante el equinoccio de otoño y el rápido crecimiento durante el equinoccio de primavera. Las plantas y los animales responden de varias formas en sus actividades durante estos dos períodos del año en que la declinación cambia rápidamente. Los gráficos climáticos del capítulo 9 reproducen la evolución de la declinación en forma simplificada, ya que debe utilizarse este ciclo anual como referencia para analizar las estaciones climáticas. Un hecho que apa­ recerá con claridad es que las estaciones climáticas no se desarrollan de acuerdo con las estaciones astronó­ micas.

32

23 1/2º

La hora En estos días en que las comunicaciones son instantáneas y se viaja a gran velocidad, es importante conocer las cuestiones relacionadas con el tiempo y su medida. Antes de la aparición del telégrafo, los problemas derivados de la diferencia de horas carecían de importancia para gen­ tes que vivían la mayor parte de sus vidas sin salir de su comunidad. Incluso los viajeros sólo debían tomarse la molestia de ajustar sus relojes a la hora utilizada por las diferentes comunidades. El tiempo necesario para des­ plazarse de uno a otro lugar era tan grande que las diferencias horarias entre los dos lugares carecían de im­ portancia. Las estaciones y la hora

Cenit

Cenit

Mediodía \

/ Ji

12· .& I

\ 1 1

\\1

�¡ ., .

F

E

Trópico de Capricornio

Ecuador O" lat.

23 1/2"

S

Cenit

Cenit

re . de diciemb So';!I.C�--·--------0-·-

'.k:"_.--­

,/

N

Equinoccio

c·-·-o----�-::�;;;:

.......�.-. ____

+

---

23f

-��·

--N-cf-

_l:ll:¡¡j¡j¡¡ll-� llj

_

/

/

/

,� ')¡'

,,,.""

·o

sc\s\\C\

-- _..

o.e

\U'(\\0

,,() ......

__ ,,...

.,,,.,,

""'

/

Estrella Polar

G

Círculo Polar Antártico 66

1/2"

S

En el momento en que se hizo posible transmitir men­ sajes instantáneos a través del telégrafo, las diferentes horas locales resultantes de las distintas longitudes geo­ gráficas se hicieron evidentes. El desarrollo de medios de transporte rápidos hizo indispensable la corrección de los horarios, teniendo en cuenta la ganancia o la pérdida de tiempo derivada de los viajes atravesando los meridia­ nos. En la actualidad, en latitudes medias, hay vuelos que pueden llevar una velocidad tal que se mantengan a la par con el sol. Por ejemplo, un avión que despegue de Nueva York a las 12.00 del mediodía, hora oficial del Este, viajando a una velocidad aproximada de 1.300 km por hora, puede aterrizar en San Francisco a las 12.00 del mediodía, hora oficial del Pácífico. La longitud y la hora

.

...... _-::,-. - .. _Solstic io - - - -0 d �_

. . JU.!)12. .

_ -

Estrella Polar H

Polo Sur 90" S

1 -!:--:¡ N

Polo Sur

-

;;;--� ..

- -

-

-

--,,,.

La longi.tud y la hora Para comprender las relaciones horarias debemos volver atrás en el tiempo hasta los días de Claudio Ptolomeo (hacia 250 a.C.) y suponer, como él hizo, que el sol gira alrededor de la tierra. Podemos considerar que la tierra está inmóvil mientras el sol realiza una vuelta completa alrededor de la tierra cada 24 horas. Imaginemos un meridiano que se deslice alrededor del globo en direc­ ción oeste con una velocidad tal que se mantenga siem­ pre en el lugar en el que los rayos del sol inciden sobre la superficie terrestre según el máximo ángulo posible. Esta línea recibe el nombre de meridiano de mediodía (figu­ ra 2 . 1 6). En posición diametralmente opuesta al meridia-

33

Rayos del sol

23�·s

� .... __ '?"' .... ' Ecuador \ ,, ' ... e-.:::

1 I ,, ' , / / / Plano de la

i�-,,; .,.,,,. .,,,,/

=.'J.::.,.... ,,""

FIGURA 2.12.

eclíptica

En el solsticio de invierno, el área

comprendida entre el Círculo Polar Ártico y el Polo Norte se encuentra en la oscuridad las 24 horas del día. (De A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper and Row editores. Figura 4.5. Copyright 1963, 1971 de Arthur N. Strahler.)

no del mediodía, en la otra cara del globo se encuentra el meridiano de medianoche. Este último también se mue­ ve en dirección oeste y se mantiene constantemente se­ parado por 180º del meridiano de mediodía. Mientras el meridiano de mediodía separa la mañana y la tarde de un mismo día, el meridiano de medianoche es la línea divi­ soria entre un día y el siguiente. Dado que el meridiano de mediodía recorre 360º de longitud cada 24 horas, deberá recorrer 15º de longitud cada hora, o lo que es lo mismo, 1 cada 4 minutos. Resulta por tanto correcto decir que una hora equivale a 15· de longitud. Esta equivalencia constituye la base de todos los cálculos concernientes a la hora y su medida sobre el globo. Por ejemplo, si el meridiano de mediodía alcanza un lugar del globo 4 horas después de haber dejado otro, los dos puntos están separados por 60º de longitud. Ampliando este concepto de meridianos horarios aún más, añadiremos a los meridianos de mediodía y media­ noche 22 círculos horarios, siendo cada uno un semi­ círculo máximo, separado de los contiguos por 15º de longitud. Los círculos horarios se hallan equidistante­ mente espaciados entre el meridiano de mediodía y el de medianoche (figura 2.16). Cada círculo horario represen­ tará una hora determinada del día y puede ser distingui­ do con un número horario específico que conservará permanentemente. Los círculos horarios, junto con los meridianos de mediodía y medianoche, pueden imagi­ narse como una jaula esférica que encierre el globo y esté

FIGURA 2.14.

Sol de medianoche visto en el mes de julio en Smith Sound cerca de Etah, en Groenlandia, a una latitud de 78º N. Se realizaron ocho exposiciones a intervalos de 20 minutos, cuatro antes y cuatro después de medianoche. (Cortesía del Departamento de Biblioteca del Museo Americano de Historia Natural. neg. n.0 230863.)

sujeto unicamente por los polos norte y sur. Es muy conveniente utilizar un globo con meridianos trazados cada 15º para analizar las relaciones horarias globales. Si el meridiano de mediodía de la red horaria coincide con un meridiano terrestre, los demás círculos horarios coin· cidirán con los meridianos geográficos. La figura 2.17 muestra un modelo de trabajo para cálcu· lov horarios a escala global. Se unen dos discos de dife· rente radio por sus centros de manera que un disco puede girar mientras el otro permanece fijo. En el dis­ co interno se trazan radios con 15º de separación para representar los meridianos vistos desde un punto sobre el Polo Norte. En el disco exterior se trazan radios similares en los que se marcan las horas para representar la red horaria. Para mayor refinamiento, el disco interior puede ser un mapa hemisférico del mundo; como se observa en la figura 2.17, es mediodía en el meridiano de Greenwich (long Oº) mientras que es medianoche en el meridiano 180º en el Pacífico medio. Hay personas para las que no está claro si la hora de aquellos lugares que están hacia el este (o hacia el oeste) de ellos presenta adelanto o retraso con respecto a su



Invierno

Primavera

Verano

Otoño

30 ° .--.... ,........ � -��������·�� ��·� . ,. .... ---¡-23Y,º 20º N 10º

s

Solsticio de verano

FIGURA 2.13.

34

Solsticio de invierno

Condiciones de los solsticios.

.o E CIJ

ÍI

]1

10º

20º 23Y,º

21 �

�li:m:m:::I

...L 30· ....... ·�-'•--"-L�-'-�....J__.l��-�·---'--�'----''--....� D s N M A o M A F E

FIGURA 2.15.

Variación de la declinación solar a lo largo del año.

Las estacto1U1s y la hora

Meridiano de medianoche

,

/,,.

,4.... 5

--\3

Mai'iana

-

2

/

-

.

....

,,,,

,

,/"

7

/

""

_.,."""""' ,,.""' /,,,

//,' /

/ /

81

\� � �



\

'

\<;..,

h

I

9

I

Ma" , ''ªna 10

Tarde

1 ' : -- -' 6 ' 11, \ ' , ,.... .:::- ...................... ... I l ', ',',,',,',,

Los c1rculos \ , , horarios se 1 ';' , / desplazan 1 / acia el oeste a 15º 1 g.. / / por hora 1 1�

, ,. ,,.

....

9

_-__-_-_-:_��--:�::_��,\ -::.----� 7 ::�§�=-:._: :.-_-_-:-, -- -- -- --.:-: ::::: - ::: ;:-/11 - --

� -_ -

,,,,...,,,.

6

11 10 '

\

!

11

'



'"'

•, 3 1 ¡g_ » ' C

',

'

'

\ ' ',

',

'

\

\

. �oe

;

""

' 5

, '

,

2

'3

>i "'

\

1� 1"'

FIGURA 2.16.

Puede considerarse a los círculos horarios moviéndose hacia el oeste alrededor del globo, lo cual ofrece un modelo global para la comprensión del fenómeno horario.

reloj. Este problema suele presentarse cuando un progra­ ma de radio o de televisión debe emitirse en diferentes partes del país, o cuando hay que decidir si se ha de adelantar o retrasar el reloj cuando se viaja de una a otra zona horaria. Para evitar confusiones, imaginemos los meridianos horarios moviéndose hacia el oeste alrededor del globo. Consideremos por ejemplo, que estamos en la ciudad de Nueva York y que son las 1 2.00 del mediodía. El meridiano de mediodía, que se encuentra en Nueva York, pasó por Greenwich (Inglaterra) cinco horas antes. Por tanto, en Inglaterra han pasado cinco horas desde mediodía y en este país son las 5.00 de la tarde. La regla general es que aquellos lugares que se encuentran al este de nuestra posición tienen la hora adelantada respecto a la nuestra. Consideremos de nuevo que el meridiano de

mediodía se encuentra en Nueva York. Debido a que el meridiano necesitará todavía viajar tres horas hacia el oeste hasta llegar a San Francisco, en esta ciudad serán las 9.00 de la mañ.ana. La regla inversa de la enunciada anteriormente es que aquellos lugares situados al oeste de nuestra posición tienen una hora atrasada con respec­ to a la nuestra. (Ambas reglas se encuentran sujetas a modificaciones cuando la Línea Internacional de Fecha se encuentra entre los lugares considerados.)

Hora local Hace un siglo o más, el medio para establecer un sistema horario en una comunidad pequeñ.a consistía en tomar un meridiano que pasara por algún punto céntrico de la ciudad, como por ejemplo, el Palacio de Justicia o la Catedral. Todos los relojes de la comunidad se ajusta· ban para marcar las 12.00 del mediodía cuando el sol se encontraba directamente sobre el meridiano. El sistema horario así construido es denominado hora local, defini· do como la hora solar media basada en el meridiano local. Todos los lugares situados sobre el mismo meridia­ no, independientemente de la distancia que los separe, tienen la misma hora local; los puntos situados sobre diferentes meridianos tienen horas locales distintas, que difieren 4 minutos por cada grado de longitud.

Hora oficial Con la mejora de los transportes y comunicaciones, gra­ cias a la extensión de los ferrocarriles y del telégrafo a mediados del siglo pasado, los sistemas horarios locales tuvieron que ser reemplazados por otros. Los ferrocarriles introdujeron en Norteamérica, hacia 1 870, un sistema oficial que cubría amplias franjas de territorio; sin embar­ go, este sistema fue desarrollado por las diferentes com­ pañ.ías ferroviarias, cada una según su propia convenien­ cia. Por consiguiente, cuando varios ferrocarriles pasaban por una ciudad, sus habitantes debían tener en cuenta varios sistemas horarios distintos, además de su propia hora local. Se dice que antes de 1883 existían cinco sistemas horarios diferentes en una ciudad y que los ferrocarriles de los Estados Unidos utilizaban hasta 53 sistemas distintos. La solución evidente a estos problemas es el estableci­ miento de una hora oficial, basada en un meridiano de referencia. En este sistema, la hora local se asigna arbi· trariamente a amplias zonas situadas a ambos lados del meridiano de referencia. Por lo tanto, todos los relojes dentro de esta franja se sincronizan. Seleccionando meri­ dianos de referencia separados 15º, las zonas adyacentes tendrán horas oficiales que difieren exactamente una hora. Además si estos meridianos representan longitudes múltiplos de 15 (por ejemplo, 60º, 75º, 90º o 105º), cada zona horaria oficial diferirá de la hora oficial de Green­ wich, Inglaterra, en un número entero de horas.

La hora oficial

FIGURA 2.17. Modelo de trabajo para la comprensión de las relaciones horarias a escala mundial.

La hora oficial en los Estados Unidos

en

los Estados Unidos

El sistema actual de hora oficial empezó a regir en los Estados Unidos el 18 de noviembre de 1883 pero hasta el 19 de marzo de 191 8 el Congreso no aprobó la legisla­ ción de la Comisión Interestatal de Comercio para deter­ minar los límites de las diferentes zonas horarias. Los meridianos de referencia y los límites de las zonas apare-

35

FIGURA 2.18.

Mapa de las zonas horarias de los Estados Unidos y sur del Canadá.

cen señalados en la Figura 2 . 1 8. Las seis zonas y sus meridianos son: Zona oriental 75º 90º Zona central Zona de la montaña 105º

Zona del Pacífico 1 20º Zona de Alaska-Hawaii 1 50º Zona de Bering 165º

Si se hubiera llevado a cabo con precisión, este sistema habría dividido al país en franjas que se extenderían exactamente 7 1/2º hacia el este y el oeste de cada meridiano de referencia; sin embargo, una mirada al mapa muestra las libertades tomadas a la hora de trazar los límites. Cuando convenía localizar estos límites sobre alguna línea existente y ampliamente utilizada, esto se hizo. Asimismo se utilizaron límites naturales. Por ejem­ plo, la línea que separa la zona horaria oriental de la central sigue el lago Michigan por su centro, y la línea que separa las zonas de la montaña y del Pacífico sigue una cadena montañosa que también se utiliza como fron­ tera entre los estados de Idaho y Montana. Con mucha frecuencia, el límite de las zonas horarias sigue una frontera de estado a condado. Por ejemplo, el límite entre la zona horaria oriental y la zona central sigue la frontera entre los estados de Alabama y Georgia, de forma que es­ te último quede por completo dentro de la zona oriental. Las franjas horarias no están distribuidas de forma equi­ distante con respecto a los meridianos de referencia, como se observa en la figura 2 . 1 8. Estas desviaciones permiten que estados enteros se incluyan dentro de una misma zona horaria.

Hora de aprovechamiento de la luz diurna Dado que muchas actividades humanas, especialmente en áreas urbanas, comienzan antes de la salida del sol y continúan después de la puesta, parece conveniente ade­ lantar las horas de luz solar para que puedan aprovechar-

36

se de la mejor manera posible. Un considerable ahorro de energía eléctrica puede conseguirse en verano si la luz de primeras horas de la mañana, malgastada mientras los colegios, oficinas y fábricas están cerrados, fuera pasa­ da a las tardes, cuando la mayoría de personas están despiertas y trabajando. El sistema que se ha adoptado para ello es conocido como hora de aprovechamiento de la luz diurna y se obtiene adelantando todos los relojes una hora. De esta manera, cuando el sol se encuentra directamente sobre el meridiano de referencia (es decir, mediodía según el sol), los relojes marcarán la 1 .00 de la tarde. La salida y la puesta de sol en los equinoccios y en el Ecuador, en vez de tener lugar a las 6.00 de la mañana y a las 6.00 de la tarde, tiene lugar a las 7 .00 de la ma­ ñana y a las 7.00 de la tarde. La hora de aprovechamiento de luz diurna fue adopta­ da por los Estados Unidos durante la Primera Guerra Mundial. Después de la guerra fue utilizada localmente en los estados en que lo permitió la leg,islación local. Durante la Segunda Guerra Mundial se adoptó este siste­ ma para todo el período comprendido entre febrero de 1942 y octubre de 1945. En este mismo período, Inglate­ rra adelantó sus relojes dos horas con respecto a la hora oficial de Greenwich. Esta práctica era conveniente debi­ do a los largos días de verano ingleses, consecuencia de su latitud bastante septentrional. Muchos países euro­ peos utilizan normalmente la hora de aprovechamiento de luz diurna durante parte del año. Las naciones cuya hora está adelantada a lo largo del año son España, Fran­ cia, Países Bajos, Bélgica y la U.R.S.S. En abril de 1 966, el Congreso de los Estados Unidos aprobó el Decreto del Tiempo Uniforme que obligaba a utilizar la hora de aprovechamiento de luz diurna de forma uniforme en cada estado, a menos que la legislatu­ ra del estado votara por no poseer una hora oficial. En este caso, debía aplicarse una hora de referencia para todo el estado. Las estaciones y la hora

Como resultado se decidió que la hora oficial de los diferentes países del mundo se basara en meridianos de referencia que fueran múltiplos de 1 5', de forma que difirieran en una hora. En los cálculos a escala mundial, el meridiano principal de Greenwich (Inglaterra) se · toma como meridiano de referencia. Todas las zonas horarias del globo se fijan por la diferencia del número de horas entre el meridiano de referencia de dicha zona y el meridiano de Greenwich. Para distinguir si las zonas horarias están situadas al este o al oeste de Greenwich se dice que su hora está adelantada para todos los lugares al este de Greenwich (longitud este) y atrasada para todos los lugares al oeste de Greenwich (longitud oeste). La hora oficial oriental de los Estados Unidos se dice que está "atrasada cinco horas". Otra alternativa para asignar las zonas horarias mundiales utiliza letras del alfabeto, tal como se muestra en las figuras 2.1 8 y 2 . 1 9. La figura 2.19 es un mapamundi en el que se muestran las 24 zonas horarias principales. Los meridianos distan­ ciados cada 1 5' aparecen en líneas negras; los meridianos de 7 1/2', que constituye gran parte de los límites de zona, están en color. Dentro de cada zona horaria se muestra el número de horas de diferencia entre dicha zona y la hora de Greenwich. Algunos países o islas se hallan situados en medio de meridianos de 1 5'. Para éstos se selecciona como meridiano de referencia el equidis­ tante entre los meridianos de 1 5', que es, por consiguien­ te, múltiplo de 7 1/2'. La hora oficial del país correspon­ diente estará adelantada o atrasada en un múltiplo de media hora. Irán (3 1/2 horas de adelanto) y Surinam

En 1 986 la hora de aprovechamiento de luz diurna entró en efecto a las 2 .00 de la mañana del último domin­ go de abril y acabó a las 2 .00 de la mañana del último domingo de octubre. Compárense estas fechas con las de los equinoccios de primavera y otoño -21 de marzo y 22 de septiembre respectivamente (figura 2 . 1 5 ) . Es evidente que el período de horario de luz diurna fue establecido por el Congreso para que coincidiera con la estación calurosa del año, cuando las actividades al aire libre pueden beneficiarse de la hora añadida a la tarde. A 40' lat N (Nueva York), el sol se pone a las 7 . 50 de la tarde, según la hora oficial, el último domingo de abril, mien­ tras que la puesta de sol el último domingo de octubre se produce a las 5 .05 de la tarde, también según la hora oficial. Para conservar la luz diurna uniformemente de acuerdo con la hora de la puesta del sol, debería acabar ese período el tercer domingo de agosto, cuando la tra­ yectoria del sol en el cielo es aproximadamente la misma que cuando comienza la hora de luz diurna, a finales de abril. Por otro lado, si se mantiene la fecha en que se acaba en octubre, el aprovechamiento de la luz diurna debería comenzar el tercer domingo de enero. En 1 986 el Congreso votó una propuesta de comienzo del aprove­ chamiento de luz diurna el primer domingo de abril, cambio que corrige parcialmente estos problemas.

Zonas horarias mundiales En 1 884 se reunió en Washington un congreso interna­ cional para tratar del tema de la hora oficial mundial.

180'

165'

1

1 50' +'

135'

o

9

1

1 20º

166º

1t

8

100º -

2

•', .... �·

M Y -12+

i 8o 0

X +11

165(>

W +1 0

1 5o0

FIGURA 2.19.

V +9

1:ls0

u +8

1 20°

T +7

1ds0 1

s +6

gQº 1

N

+,1 1 5°

z

l> Oº

Mapa de las zonas horarias del mundo. (Servicio de Oceanografía de la Marina de los Estados Unidos.)

Zonas horarias mundiaks

37

(3 1/2 horas de retraso) son ejemplos claros de estas condiciones. La India, a pesar de ser un país muy exten­ so, es excepcional ya que tiene adelantada la hora 5 1/2 horas. El país que tiene la mayor extensión de este a oeste es la Unión Soviética, con once zonas horarias oficiales, pero todas ellas adelantadas en una hora con respecto a los meridianos horarios de referencia en cada zona, con el fin de conseguir un aprovechamiento conti­ nuo de la luz diurna. Canadá está dividido en seis zonas horarias. Obsérvese que Terranova tiene su hora oficial atrasada en 3 1/2 horas.

La Línea Internacional de Fecha Si tomamos un globo o mapamundi con meridianos de 1 5º y los numeramos en dirección este, tomando como O el meridiano de Greenwich, veremos que el meridiano de 1 80º es el número 1 2 y que la hora oficial de este meridiano está por tanto adelantada 12 horas. Calculando de la misma manera hacia el oeste del meridiano de Greenwich, al meridiano de 1 80º le volverá a correspon­ der el número 12 pero la hora oficial estará atrasada 1 2 horas. Ambos resultados son evidentemente correctos, y la explicación resulta clara al advertir que la diferencia horaria entre 12 horas de adelanto y 12 horas de atraso es de 24 horas, es decir, un día completo. En el preciso instante en el que el meridiano de mediodía coincide con el meridiano de Greenwich, el meridiano de 1 80º coincide con el meridiano de medianoche. En este preci­ so instante, y sólo entonces, existe la misma fecha del calendario para ambos lados del meridiano. En cualquier otro momento, la fecha del calendario del lado oeste (asiático) del meridiano de 1 80º lle:va un día de adelanto sobre la del lado este (americano). Por ejemplo, si es lunes en el lado asiático del meridiano de 180º será domingo en el lado americano. En la época de los lentos viajes transpacíficos con barcos de vela y vapores de poca potencia se omitía sencillamente un día entero del calendario en los viajes hacia el oeste y se repetía un día entero si el viaje era hacia el este. El cambio se efectuaba en cualquier lugar y hora conveniente en medio del océano y normalmente se planeaba de forma que no existieran ni dos domingos en una semana ni una semana sin domingo. Debido a su incapacidad para avanzar un día entero del calendario, la tripulación del único barco superviviente de la expedición de Magallanes que alcanzó España des­ pués de circunnavegar el globo en dirección oeste se encontró con que en España era el 8 de septiembre de 1 522, mientras que de acuerdo con sus propios cálculos creían estar sólo a 7 de septiembre de aquel año. Cuando se atraviesa el Pacífico en los actuales aviones a reacción, la corrección de las 24 horas se realiza cuando se cruza el meridiano de 1 80º. Supongamos que el avión viaja en dirección este hacia Norteamérica y cruza ese meridiano a las 4.00 de la tarde de un martes (adelantado 12 horas respecto al tiempo oficial). En el instante de cruzar pasan a ser las 4.00 de la tarde del lunes. Cuando se viaja en dirección oeste, la hora oficial se adelanta un día entero. Por ejemplo, si se cruza el meridiano a las 9.30 de la mañana de un miércoles pasan a ser las 9.30 de la mañana del jueves. Debido a estas propiedades especiales del meridiano de 1 80º la Conferencia Internacional sobre Meridianos que tuvo lugar en Washington en 1 884 (figura 2.20)

38

4 5º

Hora atrasada

1.

"' "'

(Domingo)

., '"'<1>. "O u



11 oras de retraso

"' e: o ·¡;; "'

30º

Is. Hawaii

e:





1 5º

Is. Marshall _E

>

1 . .

,,, .

"' .,

:.::;

e:

Is. "lb



5º s

Is. Ellice

Is. Samoa

15º30" s

i

Is. Cook

1 5º

Is. Fij

Is. Tonga

30º

Is. Chatham

Is. Antípodas

1 50º E

1

1 6 5º E

FIGURA 2.20.

1 80º

1 65º W

1 50º W

Línea I nternacional de Fecha.

acordó denominarlo L ínea Internacional de Fecha. No deja de ser una suerte para la civilización moderna el hecho de que una vez aceptado universalmente el meri­ diano de Greenwich como meridiano internacional de referencia para la determinación de la longitud, la posi­ ción del meridiano de 1 80º haya resultado casi ideal en pleno centro del mayor oceáno del mundo. Sin embargo, la Línea Internacional de Fecha ha debido sufrir desvia­ ciones hacia el este y hacia el oeste al objeto de permitir que ciertas áreas y grupos de islas mantengan el mismo día del calendario (figura 2.20). Una desviación hacia el este que pasa por el Estrecho de Bering permite incluir el extremo oriental de Siberia en el lado asiático, y una desviación de la línea hacia el oeste permite la inclusión de las islas Aleuttanas en la Península de Alaska. Pocos grados al sur del Ecuador, la Línea de Fecha se desplaza hacia el este 7 1/2º para evitar que atraviese las islas Ellice, Wallis, Fiji y Tonga, que tienen la misma fecha que Nueva Zelanda. Las estaciones y la hora

CAPÍTULO

3

La atniósfera y los océanos de la tierra

El aire, el mar y la tierra constituyen la mayor parte de los cuatro grandes reinos o esferas materiales que componen el medio ambiente (figura 3 . 1). Tres de esos reinos son inorgánicos: (1) atmósfera, (2) hidrosfera y (3) litosfera. Las sustancias que Jos componen son clasificadas por Jos químicos como materias inorgánicas. El cuarto reino, Ja biosfera, abarca todos los organismos vivos de la tierra. Debido a que los organismos vivos no pueden existir fuera de un medio ambiente físico, con el cual están interrelacionados, la biosfera incluye parte de la atmósfe­ ra, hidrosfera y litosfera. De las tres esferas inorgánicas, la atmósfera es el reino gaseoso. La hidrosfera es el reino acuoso, comprendien­ do el agua en estado gaseoso, líquido o sólido; incluye el agua existente en la atmósfera y en la tierra, igual que el agua de los océanos. La litosfera es el reino sólido, com­ puesto por materia mineral. Las tres esferas de materia inorgánica forman capas alrededor de Ja tierra debido a las diferentes densidades de Jos tres tipos de sustancias. Cada una de las esferas tiene una composición química diferente heredada de su origen en el pasado geológico. La biosfera precisa materiales de las tres esferas inorgáni­ cas, materiales que se utilizan para formar la materia orgánica.

Atmósfera y océanos El Hombre vive en el fondo de un océano de aire. Los humanos son consumidores de aire que dependen de las condiciones favorables de presión, temperatura y compo­ sición química de la atmósfera que los rodea. Al mismo tiempo, los humanos viven sobre la superficie sólida de la tierra, ya que dependen de ella para la alimentación, vestido, protección y medios. de desplazamiento de un Jugar a otro. Pero el aire y Ja tierra no son dos reinos completamente separados; existe una interrelación entre ellos, que se expresa en un flujo continuo de materia y energía. La capa en que se desarrolla el medio ambiente del hombre es una zona estrecha pero extraordinaria­ mente compleja, en la cual las condiciones atmosféricas Atmósfera y océanos

ejercen un control sobre la superficie terrestre, pero al mismo tiempo la superficie de Ja tierra ejerce una in­ fluencia sobre las propiedades de la atmósfera adyacente. Esencialmente se aplican las mismas observaciones a la superficie de los océanos y a la capa atmosférica que existe sobre ellos. El hombre utiliza la superficie del mar como una fuente de alimento y un medio de transporte. Existe un continuo flujo de energía y de materia entre Ja

Atmósfera ------ Biosfera

Hidrosfera

FIGURA 3.1. Los reinos de la tierra representados como círculos que se cortan. Los grandes círculos exteriores representan los tres grandes reinos inorgánicos; cada uno se superpone a los otros dos en una pequeña fracción, para indicar que algunas de las sustancias de cada reino están contenidas en los otros dos. La biosfera, o reino orgánico, recibe su sustancia del medio ambiente inorgánico, y está representado por el círculo que se superpone en parte a los otros tres reinos. El menor diámetro del círculo biosférico significa que la masa total de materia de la biosfera es sólo una pequeña parte de la de los otros tres reinos.

39

superficie del mar y la capa inferior de la atmósfera. Aquí encontramos de nuevo una interacción de vital importan­ cia para el Hombre. El mar influye sobre la atmósfera que se encuentra sobre él, a la vez que la atmósfera influye sobre el mar que tiene debajo. Nuestro objetivo en los próximos capítulos es examinar la atmósfera y los océanos haciendo una referencia parti­ cular a las relaciones aire -tierra y aire- mar, que son tan vitales para el Hombre. Para los geógrafos, interesados como están en las relaciones espaciales a escala global, la distribución de las propiedades físicas del océano y la at­ mósfera son materias de especial interés. Los geógrafos físicos describen y explican el modo en el que los com­ ponentes medio-ambientales del tiempo y del clima cam­ bian con la latitud, con las estaciones y con la posición geográfica en relación con los océanos y continentes. · Buscan las características generales de regiones similares e intentan definir sus límites y de ordenarlas en sistemas de clasificación. Todavía más importante, los geógrafos tratan de evaluar las cualidades de cada región, subrayan­ do tanto las oportunidades como las limitaciones de cada una para el desarrollo futuro de los recursos naturales como alimento, agua, energía y minerales. Los aspectos que analizaremos en este capítulo perte­ necen a dos áreas de las ciencias naturales: meteorología, la ciencia de la atmósfera, y oceanografía física, la cien­ cia del aspecto de los océanos.

Composición de la atmósfera La atmósfera de la tierra consiste en una mezcla de varios gases que rodean a la tierra hasta una altura de muchos kilómetros. Unida a la tierra por la atracción gravitacio­ nal, esta envuelta de aire es más densa a nivel del mar y disminuye rápidamente hacia arriba. Aunque casi toda la atmósfera (aproximadamente el 97 %) se halla en los primeros 30 km a partir de la superficie terrestre, el límite superior de la atmósfera puede situarse aproxima­ damente a una altura de 10.000 km, distancia que se aproxima al diámetro de la tierra. Desde la superficie terrestre hasta una altitud de unos 80 km, la composición química de la atmósfera es bastante uniforme en lo que respecta a las proporciones de los gases que la com­ ponen. El aire puro y seco consiste en su mayor parte de nitrógeno, alrededor del 78 % del volumen total, y de oxígeno, aproximadamente un 21 % (figura 3.2). El nitró­ geno no reacciona fácilmente con otras sustancias y pue-

I I I / I

/

\

1

/ / 1% (aprox.) , I

\

\

Argón 0,93 96

\

\ \ \ \

!

' 1 Dióxido de carbono 0,033 % FIGURA 3.2.

f-

1 Otros gases

Gases que componen la baja atmósfera. Las

figuras indican el porcentaje aproximado de volumen.

40

j

• �

de ser considerado primordialmente como una sustancia neutra. Cantidades muy pequeñas de nitrógeno son ex­ traídas por las bacterias del suelo y convertidas en aptas para su uso por las plantas. En contraste con el nitrógeno, el oxígeno es muy activo químicamente y se combina rápidamente con otros elementos en el proceso de oxida­ ción. La combustión de los carburantes representa una rápida forma de oxidación mientras que ciertas formas de desmoronamiento de las rocas (meteorización) represen­ tan formas muy lentas de oxidación. Los animales necesi­ tan oxígeno para poder convertir el alimento en energía. El 1 % del aire restante es en su mayoría argón, un gas inactivo de poca importancia en los procesos naturales. Parte de ese 1 % consiste en una cantidad muy pequeña de dióxido de carbono, aproximadamente un 0,033 %. Este gas tiene gran importancia en los procesos atmosfé­ ricos, debido a su capacidad de absorber calor y permitir que se caliente la atmósfera inferior por la radiación calorífica procedente del sol y de la superficie de la tierra. Las plantas verdes, en el proceso de la fotosíntesis, utilizan el dióxido de carbono de la atmósfera, para con­ vertirlo, en unión con agua, en hidratos de carbono sólidos. Existen también otros gases pero en cantidades ex­ traordinariamente pequeñas: neón, helio, criptón, xenón, hidrógeno, metano y óxido nitroso. Todos los componen­ tes gaseosos de la baja atmósfera se hallan perfectamente mezclados unos con otros, lo cual da al aire puro y seco sus propiedades físicas, como si se tratara de un único gas.

La presión atmosférica Aunque no nos demos cuenta en todo momento, el aire es una sustancia material tangible, que ejerce una presión atmosférica sobre cualquier superficie sólida o líquida expuesta a ella. Esta presión es aproximadamente de un millón de dinas por centímetro cuadrado. Debido a que la presión atmosférica es exactamente compensada por la presión del aire sobre el líquido, objetos vacíos o sustan­ cias porosas, su peso siempre presente pasa desapercibi­ do. La presión sobre un centímetro cuadrado de superfi­ cie representa el peso de una columna de aire de 1 cm de sección y que se extiende verticalmente hasta los límites exteriores de la atmósfera. El aire es muy compresible. Esto hace que en las partes inferiores esté muy comprimi­ do y que, por ello, sea más denso. A medida que ascende­ mos, tanto la densidad como la presión del aire disminu­ yen con rapidez. La figura 3.3 muestra el descenso de presión en relación con el valor al nivel del mar. Los meteorólogos han utilizado otro método para de­ terminar la presión atmosférica, que se basa en un experi­ mento clásico de la física, realizado por primera vez por Evangelista Torricelli en 1643. Un tubo de vidrio de aproximadamente 1 m de largo, cerrado por un extremo, se llena completamente de mercurio. Después se invierte el tubo y se intr0<;luce en una cubeta de mercurio. Cuan­ do se destapa la abertura, el mercurio del tubo baja unos centímetros, pero se mantiene a un nivel aproximado de 76 cm sobre la superficie del mercurio de la cubeta (figura 3.4). La presión atmosférica equilibra el peso de la columna de mercurio. Cuando la presión del aire aumenta o disminuye, el nivel de mercurio asciende o desciende correspondientemente. Tenemos así un instru­ mento para medir la presión del aire y sus variaciones.

La atmósfera y los océanos de la nerra

160 í 140 r 120 1 100 80 60� 40 20

km

Presión atmosférica (fracción del valor al niv 1 del mar)

¡_

.a

"O

< :¡::¡

1

-100

32 100 200 -¡

Temperatura del aire o

100 000

1

1

10 000

E

..-------- 1..;.---.---- J!:l

000

.g

1 1

-50 1

j 1

o ·e

a�.

J

TERMOSFER

60

Vacío

l

Altura de la columna de mercurio (76 cm)

Tubo de vidrio

ldbJ

Principio del barómetro de mercurio.

Dtstrlbuclón verttcal de la presión atmosférica

....Es t[atopausa

20 Estructura de la temperatura de la atmósfera.

.

FIGURA 3.4.

-' 80

FIGURA 3.3.

Los meteorólogos utilizan otra unidad para medir la presión. Esta unidad es el milibar (mb). Un centímetro de mercurio equivale a 13,3 mb. La presión media a nivel del mar es de 1.013,2 mb. Otro tipo de barómetro es el denominado barómetro aneroide. Consiste en una cápsula metálica hueca, en la

Cubeta

mi

Q) o.

Cualquier instrumento que mida la presión atmosférica se denomina barómetro. El tipo ideado por Torricelli es conocido como barómetro de mercurio. Con varios per. feccionamientos de su sencillo modelo, se ha convertido en el instrumento más utilizado. La presión se lee en milímetros de mercurio, que corresponden a la verdadera medida de la altura de la columna de mercurio. La pre­ sión media a nivel del mar es de 760 mm en esta es-.

Mercurio

---'

ºF

Mesopausa � .a � MESOSFERA

1

1

1100

que se ha hecho un vacío parcial. La pared superior de esta cápsula es un diafragma flexible que se contrae o dilata cuando la presión del aire exterior varía. Estos movimientos actúan sobre una aguja que se mueve sobre un limbo graduado. El barómetro aneroide es compacto y resistente. Cuando está graduado en términos de altitud, el barómetro aneroide se convierte en un altímetro que se utiliza en los aviones.

Distrlbuct6n vertical de la presión atmosférica La figura 3.5 muestra en detalle el ritmo de disminución de la presión atmosférica (presión barométrica) con la al­ titud hasta unos 30 km. Por cada 275 m de ascenso, la pre­ sión desciende 1/30 de su altura. La inclinación de la curva al ascender muestra que el ritmo de descenso de la presión es rápido al principio, pero se hace menor al aumentar la altura. Los efectos fisiológicos de la disminución de la presión sobre los humanos son bien conocidos gracias a las expe· riencias en vuelos y escaladas. La baja presión hace que disminuya la cantidad de oxígeno que entra en la sangre a través de los pulmones. En altitudes entre los 3.000 y 4.500 ·m puede producirse la.€infermedad de la montaña (enfermedad de la altura), caracterizada por debilidad, dolor de cabeza, hemorragias nasales o náuseas. Las per­ sonas que permanecen uno o dos días a esas altitudes, normalmente se ajustan a las condiciones, pero el esfuer. zo físico siempre viene acompañado de falta de resuello. Se necesita un suplemento de oxígeno para realizar actividades físicas en un avión no presurizado a altitudes superiores a 5.400 metros. Contenedores de oxígeno lige­ ro permiten a los alpinistas alcanzar la cima del Everest (8.800 m), proeza conseguida por primera vez en 1953. Las cabinas de los aviones comerciales a reacción están presurizadas a unos 850 mb, equivalente a una altitud aproximada de 1.500 metros, mientras la presión exterior a velocidad de crucero es sólo de 200 a 300 mb.

41

34

o

4

Presión (pulgadas de mercurio)

8

12

16

20

32 30 28

�-

26 24 22

i-

\

n

'[ 20 '-' .., :§ 18 ...._

Estratosfera



:;;- 16

� 14 � r\. < 12

10 8 6 4

(29,92) 28 1 mi 21 1 20 19 � 18 � 17 16 15 Altitud QI .... 14 (pies) 'O 70000 !'"" 13 el ¡;¡I'- 12 6 0 00C ..1...... 11 :¡1 et..... 10 5 0 0 0C el 9 8 40000 ,7 1 6 130 000 r==i= 1 ·- 5 __J_ 20 000 1 4 --1- 3 ' 1 2 1

24

1 "

"\

.TLo�

�,m ' Mt. Everest

2 0o

1

'-' � �"

" I 9000 pi�

1

Cirros

!"-

'

-

¡:-

"r:, lO�h� 1 1�' o

100 200 300 400 500 600 100 800 900 iooo

FIGURA 3.5.

Presión (milibares)

Descenso de Ja presión atmosférica en relación

con la altitud.

Estructura de la temperatura en la baja atmósfera La atmósfera se ha subdividido en capas, de acuerdo con las temperaturas y las zonas de cambio de esas temperatu­ ras, como se observa en la figura 3.3. Para el hombre y otras formas de vida, la capa inferior, la troposfera, es la de mayor importancia. Si lanzamos un globo sonda que lleve un termómetro y repetimos las operaciones muchas veces, obtendríamos un promedio o perfil representativo de las temperaturas. Encontraríamos así que la tempera­ tura del aire desciende de forma bastante uniforme al aumentar la altitud. El descenso medio de la temperatura es de 6,4ºC por 1.000 m de ascenso. Esta relación se conoce con el nombre de gradiente vertical de tempera­ tura. Cuando se utiliza repetidamente, este término se acorta y hablamos sólo de "gradiente". La figura 3.6 muestra un típico sondeo de temperaturas de la troposfera en latitudes medias (45º lat N) en un día de verano. La altitud está situada en el eje vertical y la temperatura en el horizontal. La curva resultante es una línea inclinada. La temperatura baja con la altitud de forma uniforme hasta unos 13 km. Por lo tanto, no es una sorpresa cuando el comandante de un avión anuncia, volando a 12 km de altitud, que la temperatura en el exterior es de unos -50º C. Sin embargo, la curva cambia bruscamente a los 14 km de altitud. En lugar de continuar descendiendo, la tem­ peratura se mantiene constante al aumentar la elevación. Este nivel de cambio es la tropopausa, que marca la transición a la siguiente zona de temperatura, conocida con el nombre de estratosfera. La altitud de la tropopausa varía, siendo la máxima sobre el Ecuador (17 km) y la mínima sobre los polos (9-10 km).

42

20

o

-40

-80

Km

60 000

18

16

Estratosfera

14

------ Tropopausa

Mi

11 10

Pies

9

-------

8

40 000

12

� 10

Troposfera

%'?t<9

6

�.,,

�. ---:; º---:; 000,(). ºOo 0 /

-Ys

4

o

E>s

2

-60

FIGURA 3.6.

-40

7

6

30 000

G',..q,

8

o

12

50 000

-o

C(

80 ºF

40

-20

o

5 4 3 2

20 000 10 000 20

ºC

o

Temperatura

Curva del gradiente de la temperatura medio-ambiental típica de un día de verano en las latitudes medias.

Sobre la tropopausa las temperaturas en la estratosfera ascienden gradualmente hasta alcanzar un valor de Oº C a los 50 km de altitud, aproximadamente. Aquí se encuen­ tra la estratopausa, donde se produce un descenso de la temperatura (figura 3.3). La temperatura desciende a lo largo de la mesosfera, capa que se extiende hasta unos 80 km, donde se alcanza el punto de -80º C. Este nivel de valores mínimos de temperatura se denomina mesopau­ sa. Con el aumento de altitud, tiene lugar un brusco ascenso de la temperatura en la termos/era. A esta enor­ me altitud, el aire está extremadamente rarificado; las moléculas de los gases están muy separadas. Este escaso aire tiene menos calor aunque la temperatura es alta.

La troposfera y el hombre La capa atmosférica más baja, la troposfera, es la que tiene una importancia más directa sobre el hombre. Casi todos los fenómenos del tiempo y clima que afectan físicamente al hombre tienen lugar en la troposfera (véa­ se Lámina B.7) . Además del aire puro y seco, la troposfera contiene vapor de agua, una forma gaseosa del agua, incolora e inodora, que se mezcla perfectamente con los otros gases del aire. La cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera es de primordial importancia en los fenómenos meteorológicos. El vapor de agua puede condensarse y formar nubes y niebla. Cuando la condensación es rápi­ da, se produce la lluvia, nieve, granizo y aguanieve -de­ nominados colectivamente precipitación- que caen so­ bre la tierra. Cuando el vapor de agua se presenta sólo en pequeñas proporciones se producen desiertos extrema­ damente secos. Además existe una función más importan­ te reservada al vapor de agua. Al igual que el dióxido de carbono, es un gas capaz de absorber calor en forma de energía radiante procedente del sol y de la superficie de la tierra. El vapor de agua confiere a la troposfera las características de una capa aislante, que evita el escape del calor de la superficie terrestre. La troposfera contiene infinidad de finas partículas de polvo, tan pequeñas y ligeras. que los más leves moviLa atmósfera y los océanos de la tierra

miemos del aire las mantienen en suspensión. Han llega­ do al aire procedentes de las secas llanuras desérticas, fondos de lagos y playas o de explosiones volcánicas. Los fuertes vientos que soplan sobre los océanos levantan gotitas de agua en el aire. Éstas pueden evaporarse, de­ jando como residuo cristales de sal extremadamente di­ minutos que son transportados hacia arriba. Los incen­ dios forestales y la quema de maleza constituyen otra importante fuente de partículas de polvo atmosférico. Innumerables meteoritos que se desintegran a causa del calor de la fricción producida al entrar en las capas altas (�e la atmósfera, han contribuido a la formación de polvo atmosférico. Los procesos industriales que incluyen la combustión de carburantes son también una gran fuente de polvo atmosférico. El polvo de la troposfera contribuye a la formación del crepúsculo y a la aparición de colores rojizos en la salida y puesta del sol, pero la función más importante de las partículas de polvo no puede ser vista y raramente es apreciable. Ciertos tipos de partículas de polvo sirven como núcleo o centro, alrededor de los cuales se con­ densa el vapor de agua y se forman las partículas de las nubes. En cambio, la estratosfera está virtualmente libre de vapor de agua y polvo. Las nubes son escasas en la estratosfera, aunque existen vientos a gran velocidad en estrechas zonas.

del ozono puede reducirse, y la intensidad de la radia­ ción ultravioleta que llega a la superficie terrestre puede aumentar. Un marcado ascenso en la incidencia del cán­ cer de piel es uno de los efectos que se han predicho. Otros posibles efectos son la reducción de los campos de cultivo de varias plantas y la desaparición de ciertas for­ mas de vida acuática de la capa superficial de los océanos y de los ríos y lagos. Los efectos de los halocarburos han sido muy estudia­ dos, utilizando medidas atmosféricas y modelos compu­ terizados de la química atmosférica. Estos estudios han llevado a la conclusión de que de la proporción de reduc­ ción del ozono estratosférico en la base de la emisión continuada de halocarburos en la proporción de 1977 resultará una disminución de un 2 a un 4 por ciento en el ozono estratosférico en el siglo XXI -una disminución menor de la que se había predicho previamente. Un interesante giro es una predicción de 1984, la cual señala que aunque la menor proporción de disminución en la estratqsfera es una buena noticia en términos de la reduc­ ción de un riesgo futuro, un sustancial aumento en el ozono está predicho a los 1 O km (en la troposfera). Por esto, el ozono añadido puede tener un importante impac­ to en los procesos meteorológicos, y puede intensificar el predicho calentamiento por el efecto de invernadero an­ ticipado de un aumento del dióxido de carbono.

La capa de ozono. Protección para la vida

La atmósfera magnética de la tierra

De vital importancia para el hombre y todas las demás formas de vida sobre la tierra es la presencia de una capa de ozono en la estratosfera. Esta capa se extiende desde una altitud de unos 15 km hasta unos 55 km (figura 3.3). La capa de ozono es una zona de concentración de un tipo de molécula de oxígeno conocida como ozono (03), en la que se combinan tres átomos de oxígeno en lugar de dos (02), como es normal. El ozono se produce por la acción de la radiación solar sobre los átomos ordinarios de oxígeno. La capa de ozono actúa como un escudo, protegiendo la troposfera y la superficie de la tierra de la mayor parte de la radiación ultravioleta que se encuentra en los rayos del sol. Si esos rayos ultravioletas alcanzaran la superficie terrestre con toda su intensidad, todas las bacterias a ellos expuestas serían destruidas y quedarían extremada­ mente dañados los tejidos animales. Con su papel protec­ tor, la presencia de la capa de ozono es un factor esencial en el medio ambiente del hombre. Una grave amenaza para la capa de ozono se ha produ­ cido por la liberación de Freones, componentes sintéti­ cos que contienen átomos de carbono, flúor y cloro. Estos componentes se llaman también halocarburos. Otro nombre alternativo es clorojluorcarburos. Previa­ mente a una prohibición promulgada en 1976 en los Estados Unidos, muchas aerosoles de uso doméstico esta­ ban cargados con halocarburos. Todavía se utilizan co­ múnmente como refrigerantes, práctica que contribuye al aumento de los halocarburos en la atmósfera. Las moléculas de halocarburos ascienden a través de la troposfera y eventualmente alcanzan la estratosfera. Como sus componentes absorben la radiación ultraviole­ ta, se descomponen y el cloro es liberado. El cloro ataca las moléculas de ozono, convirtiéndolas a través de un gran número de reacciones en cadena, en moléculas ordinarias de oxígeno. De esta forma, la concentración

La tierra puede ser considerada como una simple barra magnética, el eje de la cual coincide aproximadamente con el eje geográfico de la tierra (figura 3.7). El magne­ tismo se genera en el núcleo metálico de la tierra, un cuerpo central esférico que tiene casi la mitad del diáme­ tro terrestre. El eje magnético de la tierra está inclinado unos pocos grados con respecto al ej,e geográfico. En consecuencia, los polos magnéticos norte y sur no coinci­ den con los polos geográficos norte y sur, y tampoco el ecuador magnético coincide con el ecuador geográfico de la tierra. Las líneas de fuerza del campo magnético terrestre que aparecen en la figura 3.7, pasan a través de la superficie terrestre y del espacio circundante. La aguja de una brúju­ la, que no es más que una barra magnética móvil, se orienta en una posición paralela a las líneas de fuerza. Las líneas de fuerza se extienden en el espacio, constitu­ yendo el campo magnético externo de la tierra. Este campo puede ser considerado como una atmósfera mag­ nética. Si suponemos, a nivel comparativo, que la atmós­ fera gaseosa de la tierra se extiende hasta una distancia igual a dos veces su propio radio, o 13.000 km, es eviden­ te que la atmósfera magnética se extiende más allá de los límites externos de la atmósfera gaseosa. Toda la región comprendida entre los límites del campo magnético s� denomina magnetosfera. Su límite exterior es la magne­ topausa (figura 3.8). El modelo geométrico más simple para representar la magnetosfera sería el de un anillo de forma alargada que rodease a la tierra. El plano del anillo coincidiría con el plano del ecuador magnético, mientras que la tierra ocu­ paría la abertura del centro del anillo. En realidad, no existe esta forma ideal debido a la acción del viento solar, un flujo más o menos continuo de electrones y, protones emitidos por el sol. La presión del viento solar actúa presionando la magnetopausa hacia la tierra en la

La atmósfera magnética de la tierra

43

cara más cercana al sol (figura 3.8). Las líneas de fuerza en esta región se acercan, y el campo magnético se inten­ sifica. En la cara opuesta de la tierra, alineada con el sol, la magnetopausa se aleja de la tierra y las líneas de fuerza quedan atenuadas. No se conoce la extensión de esta "cola", pero la forma de la magnetosfera ha sido descrita como semejante a la de un cometa. Un importante papel medio-ambiental de la magnetos­ fera es proteger la atmósfera inferior y la superficie de la tierra de una forma extremadamente potente de energía denominada radiación iónica. Se trata de la misma forma de radiación peligrosa irradiada por algunos elementos radiactivos como el uranio, utilizado como combustible nuclear. La radiación iónica alcanza la tierra, procedente del sol, en forma de electrones y protones moviéndose rápidamente, comprendidos en el viento solar (figura 3.8). Al encontrarse con la magnetosfera, estas partículas son atrapadas y retenidas entre las líneas de fuerza del campo magnético. Aquí tienden a concentrarse a veces en unos anillos alargados denominados cinturones de radiación de Van A/len (figura 3.8). Las partículas atrapa­ das continuamente escapan de la cola de la magnetosfe­ ra. Sin la protección de la magnetosfera, la radiación iónica destruiría toda la vida de la superficie de la tierra.

El hombre y los océanos FIGURA 3.7.

En este corte esquemático a través de los polos magnético y geográfico se muestran las líneas de fuerza del campo magnético de la tierra. Las pequeñas flechas indican la dirección de las líneas de fuerza en los puntos de la superficie del globo. (Dibujado de nuevo a partir de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed., Harper and Row Editores, figura 7.4. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

o o

La importancia de los océanos para el hombre es aprecia­ da en una amplia gama de dimensiones y escalas. Un papel medio-ambiental desempeñado por los océanos es climático. La enorme masa de agua de los océanos es un depósito de gran cantidad de calor. Este calor es ganado o perdido muy lentamente. Como veremos, los océanos moderan efectivamente los extremos estacionales de las temperaturas sobre la superficie de la tierra. Los océanos suministran vapor de agua a la atmósfera y son la fuente

100 000 mi Escala 100 000 km

FIGURA 3.8. La magnetosfera y la magnetopausa. Los cinturones de radiación de Van Allen aparecen como un área negra a cada lado de la tierra.

44

La atmósfera y los océanos de la tierra

básica de toda la lluvia que cae sobre la tierra. Esta precipitación, que es la fuente que suministra el agua, vital para el hombre, se origina en la superficie de los océanos a través de un proceso de destilación del agua salada. Los océanos contienen un amplio y complejo conjunto de formas de vida marinas, tanto plantas como animales. Esta producción orgánica suministra a los humanos una modesta pero importante parte de su alimento. A lo largo de la historia los océanos han servido como superficies de transporte de gentes y mercancías de sus civilizacio­ nes. Vientos, olas, corrientes, hielos marinos y nieblas son factores -a veces favorables y a veces peligrosos­ que los océanos imponen a los humanos y a sus barcos en el mar. La zona de contacto entre los océanos y las tierras es un medio ambiente único para el hombre. En el capítulo 19 estudiaremos los procesos por los que las olas y las corrientes configuran las formas de paisaje costero. El hombre utiliza y modifica la zona costera de varias mane­ ras, realizando desde puertos hasta lugares de esparci­ miento para el tiempo libre.

El océano mundial Utilizaremos el término océano mundial para referirnos al conjunto de océanos y mares del globo. Considerare­ mos ahora algunos datos estadísticos que subrayan la enorme extensión y volumen de esta gran masa de agua salada. El océano mundial cubre aproximadamente el 71 % de la superficie del globo (figura 3.9); la profundi­ dad media es de unos 3.800 m, cuando se incluyen los mares poco profundos en el promedio de profundidad de las cuencas oceánicas. Para gran parte de los océanos Atlántico, Pacífico e Índico, la profundidad media es de 4.000 m. El volumen total del océano mundial es de 1,4 billones de km3, cantidad que supone el 97 % del agua de la tierra. Del pequeño volumen restante, un 2 % se encuen­ tra en las áreas heladas de la Antártida y Groenlandia, y un 1 % está representado por las reservas de agua de las tierras. Estos datos muestran la extensión de la hidrosfe­ ra, término general que se utiliza para el total del agua de la tierra, en sus tres estados -gaseoso, líquido o sólido. La hidrosfera está representada en gran parte por el océa­ no mundial. Para situar las masas de la atmósfera y de los océanos en relación con la tierra, compárense los si­ guientes datos. (La unidad de masa utilizada es 1021kg). Tierra Océano mundial Afm��ra

FIGURA 3.9.

6.000 1,4 0�5

Los hemisferios norte

distribución de tierras

y océanos.

La estructura de los océanos

y sur. Contraste en la

¿Cuáles son las diferencias básicas entre el océano mundial y la atmósfera en términos de propiedades y comportamiento? ¿Cómo se relacionan la atmósfera y los océanos en la región de contacto? Las respuestas a estas preguntas son vitales para comprender los procesos me­ dio-ambientales debido a que la vida marina depende de los intercambios de materia y energía en el contacto atmósfera-océano. También es significativo que las pri­ meras formas de vida se originaron y desarrollaron en la estrecha capa de agua justo bajo el área de contacto. La atmósfera, compuesta de un gas que es fácilmente compresible, no tiene un límite superior claro; se con­ vierte progresivamente en más denso hacia su base bajo el peso del gas situado por encima. El océano mundial tiene una superficie superior claramente definida, en contacto con la capa más densa de la atmósfera situada sobre él. Mientras la región más activa de la atmósfera es la capa más baja, la troposfera, la región más activa del océano es la capa superior. A grandes profundidades, el agua de los océanos se mueve lentamente y mantiene una baja tem­ peratura uniforme. Una razón para la intensa actividad física y biológica en la capa superior del océano es que el aporte de energía de la atmósfera produce movimientos del agua en forma de olas y corrientes. Otra razón es que el oxígeno y el dióxido de carbono, gases vitales para el desarrollo de plantas y animales, entran en el océano procedentes de la atmósfera. La atmósfera es también la fuente de calor y de agua condensada, evaporada inicial­ mente del océano. Pero la superficie del océano también devuelve calor y agua (en forma de vapor) a la baja atmósfera, y este fenómeno es de importancia primordial en los movimientos atmosféricos. La interacción entre la atmósfera y la superficie del océano es un tema que analizaremos en posteriores capítulos. Los océanos se hallan divididos en compartimientos debido a la existencia de las masas continentales. Las barreras terrestres impiden el intercambio global de las aguas de los océanos, mientras la atmósfera es libre de moverse globalmente. Otra diferencia es que la atmósfera tiene una pequeña capacidad de resistir fuerzas desequi­ libradoras. El aire se mueve fácilmente y con rapidez, cambiando su velocidad de uno a otro lugar. En cambio, el agua del océano sólo puede moverse lentamente y le cuesta responder a los cambios de fuerza de los vientos.

La estructura de los océanos Al igual que la atmósfera, el océano tiene una estructura en capas. Estas capas se establecen en términos de tem­ peratura y del contenido de oxígeno. En la troposfera, las temperaturas del aire son generalmente más altas al nivel del suelo y disminuyen hacia arriba. En los océanos, las temperaturas son generalmente más elevadas en la super­ ficie y disminuyen con la profundidad. Esta tendencia es lógica debido a que la fuente de calor procede de los rayos solares y del calor suministrado por la atmósfera. Con respecto a la temperatura, los océanos presentan una estructura en tres capas, como se muestra en el diagrama de la izquierda en la figura 3.10. En las bajas latitudes durante todo el año, y en latitudes medias du· rante el verano, se desarrolla una capa superficial calien­ te. Aquí, la acción de las olas mezcla el agua caliente de la superficie con el agua situada más abajo, formando una

45

Temperatura Baja

Examen de la atmósfera y los océanos

Oxígeno disuelto Alta

Bajo

Alto

Capa superficial caliente

Fondo del océano

FIGURA 3.10.

Este diagrama esquemático muestra los

cambios de temperatura y contenido de oxígeno en relación con la profundidad en las amplias extensiones de los océanos en las bajas latitudes.

capa caliente que puede tener una amplitud de 500 m, con una temperatura entre los 20· o zs·c en los océanos del cinturón ecuatorial. Por debajo de esta zona las tem­ peraturas descienden rápidamente, formando una segun­ da capa conocida como termoclina. Por debajo hay una tercera capa de agua muy fría que se extiende hasta el fondo marino. Las temperaturas cerca de la base de la capa profunda están entre los Oº y los SºC. En las regiones ártica y antártica, el sistema en tres capas es reemplazado por una única capa de agua fría, como muestra la figura 3. 1 1. La temperatura es un factor primario que afecta a la abundancia y variedad de la vida marina, la mayor parte de la cual se desarrolla en la estrecha capa superior. El contenido de oxígeno disuelto en el agua del mar muestra una capa superficial rica en oxígeno, justificada por la disponibilidad de oxígeno atmosférico y por la actividad de producción de las plantas marinas. Como aparece en el diagrama de la derecha de la figura 3.10, el contenido de oxígeno disminuye rápidamente con la pro­ fundidad; en las grandes áreas oceánicas hay una peque­ fia zona de bajo contenido en oxígeno porque ha sido consumido por la actividad biológica. En aguas profun· das el contenido de oxígeno toma un valor uniforme y moderado hasta el fondo marino.

El amplio análisis de la atmósfera y los océanos realizado en este capítulo nos muestra que la mayor parte de los elementos de la estructura física y de la composición química de estas dos grandes capas globales tiene gran importancia para la vida sobre la tierra. La mayoría de la información se ha referido a las condiciones estáticas que encontraríamos al ascender en la atmósfera o descender en los océanos. En los siguientes capítulos volveremos a estudiar los grandes sistemas de flujos de materia y energía que conti· nuamente se producen en la atmósfera y océanos, convir· tiéndolos en dinámicos en lugar de capas estáticas. Pri­ mero, trazaremos el camino seguido por la energía radiante del sol, que atraviesa la atmósfera, alcanza la tierra y vuelve al espacio exterior. El sistema de radiación solar controla el medio ambiente térmico de la capa de la vida, o biosfera. La radiación solar proporciona a la bios­ fera la energía necesaria para los procesos biológicos. Ahora continuaremos con el análisis de los vastos siste­ mas de transporte de la atmósfera y los océanos. Estos grandes flujos de aire y agua redistribuyen el calor sobre el globo para proporcionar unas condiciones de vida más moderadas y favorables de las que existirían de otro modo sobre nuestro planeta. Acompafiando a estos siste· mas de circulación aparecen intensas alteraciones del aire y del agua -las tormentas, que a menudo producen peligrosas consecuencias medio-ambientales. Si observamos los otros planetas del sistema solar, la unidad del planeta tierra como un medio de vida es más llamativo todavía. Sólo la tierra tiene un gran océano mundial y una atmósfera rica en oxígeno, combinado con unas temperaturas favorables. Marte, el planeta más cer· cano a nosotros, no tiene prácticamente agua en ningún estado y sólo tiene una atmósfera muy rarificada con poco oxígeno. Venus, parecido a nuestro planeta en cuanto a tamafio, tiene una atmósfera mucho más densa que la tierra. Pero el agua en cualquier estado es casi totalmente inexistente en Venus, y las temperaturas de la superficie son mucho más altas que las de la tierra. El pequefio Mercurio, sin atmósfera ni agua, se asa con los rayos solares. Los grandes planetas exteriores -Júpiter, Satur­ no, Urano y Neptuno- probablemente tienen grandes cantidades de agua, pero en forma sólida. Sus atmósferas, compuestas en parte de amoniaco y metano, serían mor­ tales para una vida como la nuestra, incluso si las tempe· raturas no fueran tan frías. La superficie de la Luna no tiene agua ni atmósfera. Por tanto, no existe ningún lugar adecuado para la vida humana fuera del planeta tierra.

Groenlandia 60 º 1

FIGURA 3.11. Corte esquemático norte-sur del océano mundial, mostrando cómo la capa superficial de agua caliente desaparece en las latitudes árticas, donde la capa de agua muy fría alcanza la superficie.

46

N

1

30º

1



30º

1

s

--�.,.-.t-:��\�

�f¡i!f.l,.,;,,k•1t:tii��K�l4�r�g�W�Íli

La atmósfera y los océanos de la tierra

SISTEMAS DE FLUJO, DE MATERIA MATERIA Y ENERGÍA Los reinos de la tierra con los que se relaciona la geogra­ fía física están compuestos por dos elementos: materia y energía. La física y la química son ciencias básicas que se ocupan de la naturaleza de la materia y energía y de la formulación de leyes que rigen su comportamiento. Defi­ nir los términos materia y energía no es una labor fácil ya que representan conceptos que incluyen cualquier cosa en el mundo real. Para comenzar, podemos sustituir la palabra "materia" por "sustancia'' , pero sólo consegui­ mos aplazar el problema. La sustancia, a su vez tiene la característica de ocupar espacio. La materia es una sustan­ cia tangible que puede ser vista, sentida, probada, medi­ da, pesada o almacenada. La materia posee la misteriosa propiedad de la gravitación, la atracción mutua que ac­ túa entre dos conjuntos (grupos o piezas) de materia. La energía se define a menudo basándose en sus efec­ tos. Quizá la definición más común es que "la energía posee la capacidad de producir trabajo". De alguna mane­ ra, la energía implica la noción de materia, pero la ener­ gía puede ser almacenada en la materia, que no aparece aparentemente en movimiento. Un ladrillo en equilibrio sobre la repisa de una ventana tiene una reserva de energía aunque el ladrillo esté en reposo. La energía almacenada se liberará rápidamente en forma de movi­ miento, si el ladrillo es empujado ligeramente y cae a la acera. La energía puede moverse o desplazarse de un lugar a otro y también puede estar almacenada de diver­ sas formas. Frecuentemente nos referimos a la energía como algo que se gasta. Por ejemplo, podemos decir: "He utilizado mucha energía jugando estos dos sets de tenis." En realidad, la energía no puede ser destruida por su utilización; sólo puede transformarse de una forma a otra y moverse de un lugar a otro. Lo mismo puede aplicarse a la materia, que no puede ser destruida, sino únicamente transformada o desplazada de un lugar a otro. Por "des­ truir" entendemos "eliminar su existencia" o "eliminar del universo".

ESTADOS DE LA MATERIA La condición física, o estado, en que podemos hallar la materia en un lugar y un momento determinados es un tema de gran importancia para la geografía física. Algu­ nos estados de la materia son bien conocidos por todos. Cada día bebemos agua en su estado líquido. Los cubitos de hielo representan al agua en estado sólido. El estado gaseoso del agua, llamado vapor de agua, no puede ser visto, pero es fácilmente sentido por la piel humana en verano cuando la humedad del aire es relativamente ele­ vada. Estos tres estados de la materia -sólido, líquido y gaseoso- se aplican tanto a las sustancias puras (elemen­ tos y compuestos) como a las mezclas. Utilizando única­ mete los más sencillos conceptos de átomos y compues­ tos podemos describir los tres estados de la materia en relación con su comportamiento observable. Para este fin, los átomos y moléculas de los que se compone la materia deben ser visualizados como esferas uniformes, semejantes físicamente. Un gas es una sustancia que se expande fácil y rápidaSistemas de flujo de materia y energía

Y

ENERGÍA

mente para llenar cualquier pequeñ.o rec1p1ente vacío. Los átomos o moléculas del gas, según el caso, están moviéndose a gran velocidad (figura 3.12). El espacio vacío entre los átomos o moléculas es enorme en compa­ ración con las dimensiones de estas partículas. Los movi­ mientos de las partículas toman direcciones al azar; las colisiones entre las partículas son frecuentes. Las partícu­ las rebotan como perfectas esferas a cada impacto, cam­ biando bruscamente su dirección. Las partículas también chocan y rebotan de las paredes del recipiente. Un gas es generalmente mucho menos denso que un líquido o un sólido que esté formado de la misma sustancia química. Por ejemplo, el vapor de agua es gaseoso y el aire húme­ do tiene una densidad de 1/100.000 respecto al agua lí­ quida. Un líquido es una sustancia que fluye libremente en respuesta a fuerzas desequilibradoras pero mantiene una superficie alargada y no llega a llenar el recipiente o cavidad en la que se encuentre. Las moléculas de un líquido -agua por ejemplo- se mueven más o menos libremente una delante de otra en forma individual o en pequeñ.os grupos. Bajo presiones bastante fuertes (como la que existiría en el fondo de un profundo océano) los líquidos se comprimen sólo ligeramente en un pequeñ.o volumen. Para muchos fines prácticos, los líquidos pue­ den ser considerados como incompresibles (no capaces de ser comprimidos). Tanto los gases como los líquidos son clasificados en­ tre los fluidos porque ambas sustancias fluyen libremen­ te. Dicho sencillamente, estas sustancias fluyen hacia niveles más bajos, cuando ello es posible, por influencia de la fuerza de la gravedad. Como resultado, los fluidos de diferente densidad tienden a situarse en capas, con el fluido de mayor densidad en el fondo y el de menor densidad encima. Este principio tiene algunas aplicacio­ nes muy importantes en las ciencias de la atmósfera y los océanos. Un sólido es una sustancia que resiste los cambios de forma y volumen. Los sólidos son capaces de resistir grandes fuerzas desequilibradoras (es decir, grandes ten­ siones) sin ceder, aunque experimenten una pequeñ.a deformación elástica. Cuando cede, normalmente se pro­ duce una ruptura. Estos principios tienen importantes aplicaciones en el estudio del hielo y las rocas de los glaciares, sustancias que se encuentran en estado sólido. Los cambios de estado vienen acompañ.ados por una entrada o salida de energía en las sustancias en que se produce el cambio. Todos estamos familiarizados con este principio en la preparación de los alimentos. Para hervir agua y producir vapor (cambiar al estado gaseoso) tiene que aplicarse una gran cantidad de calor. Para helar el agua debe extraerse gran cantidad de calor. Nuestro siguiente paso será examinar la naturaleza y tipos de energía que pueden ser fácilmente observables, y que causan cambios en sustancias puras y en mezclas que se comportan como gases, líquidos y sólidos.

TIPOS DE ENERGÍA Hemos señ.alado anteriormente que la energía se define comúnmente como la capacidad para producir trabajo.

47

GAS Un gas llena un recipiente cerrado uniformemente Moléculas moviéndose a gran velocidad Se producen colisiones y rebotes

El gas se comprime fácilmente hasta un pequei'\o volumen Las colisiones son más frecuentes

Densidad muy baia

SÓLIDO (cristalino)

Las moll:culas se sitúan en un estricto orden geométrico

Duro, rígido Se fractura cuando es aplicada una fuerte tensión Alta densidad

FIGURA 3.12. A.N. Strahler,

Propiedades de los gases, líquidos y sólidos. ( Dibujado de nuevo a partir de Geología Física, figura 2 . 5 . Ediciones Omega, S.A. Barcelona, 1987 . )

En términos estrictos de los físicos, la energía es el producto de una fuerza actuando a lo largo de una distan­ cia. De esta manera, la energía es la posibilidad de mover un objeto (ejerciendo una fuerza) a lo largo de una distancia. La energía es almacenada · y transportada de muchas formas. Algunos de los tipos de energía son: energía mecánica, energía calorífica, energía transmitida por radiación a través del espacio (energía electromagné­ tica), energía química, energía eléctrica y energía nu­ clear. La energía mecánica es una energía asociada al movi­ miento de la materia. Hay dos tipos de energía mecánica : energía cinética y energía potencial. La energía cinética es la capacidad de moverse que tiene una masa para producir un trabajo. De esta forma, un automóvil que viaje por una carretera posee energía cinética, ya que es una masa en movimiento. Si esta masa chocase contra un poste de teléfonos, su capacidad para realizar un trabajo sobre sí mismo y sobre el poste será bastante obvio. La · energía desprendida en la colisión aumentará con el peso (masa) del coche y aumentará también con el cua­ drado de la velocidad del coche. Por tanto, la energía cinética es proporcional a la cantidad de masa en movi­ miento multiplicada por el cuadrado de su velocidad. Es obvio que la energía cinética se encuentra en muchas formas actuando en los procesos naturales de la superfi­ cie de la tierra -cantos rodados que se mueven, la co­ rriente de un río, o el oleaje del mar. La energía potencial o energía de posición es la ener­ gía cinética que alcanzaría un objeto si se dejara caer bajo la influencia de la gravedad. Supongamos que un ladrillo se balancea sobre el borde de una mesa y cae. La energía

48

cinética que posee el ladrillo en el momento en que golpea el suelo, como ya hemos visto, es proporcional a la masa del ladrillo multiplicada por el cuadrado de su velocidad. Si el ladrillo es nuevamente subido a la mesa, el trabajo realizado en subirlo da al ladrillo una cantidad de energía potencial. Esta energía será liberada cuando el ladrillo vuelva a caer. En este punto es obvio que el suelo es simplemente un lugar que detiene la caída del ladrillo; si se abre un agujero en el suelo, y el ladrillo cae por él, poseerá mayor energía cinética al chocar con el suelo situado más abajo. Por lo tanto, la energía potencial debe ser siempre valorada con respecto a un determina­ do nivel de referencia, o nivel de base. Mirando a nuestro alrededor podemos observar muchos ejemplos de la exis­ tencia de energía potencial. Un carito rodado colocado en la cima de una montaña, en una cara abrÚpta, es un ejemplo sencillo. De hecho, toda la montaña representa una gran reserva de energía potencial en relación con el nivel del suelo de un valle adyacente. La energía mecáni­ ca puede ser transmitida de un lugar a otro en forma de movimiento ondulatorio, en el cual la energía cinética pasa a través de la materia en forma de impulso que se transmite de una partícula a la siguiente. Una onda sono­ ra es un ejemplo de ello -un impulso a las moléculas de aire en un runto será transmitido hacia afuera en todas las direcciones. Otro ejemplo es el fenómeno de las ondas producidas por los terremotos, que transportan gran cantidad de energía a grandes distancfas, no sólo sobre la superficie terrestre, sino también en trayectorias a gran profundidad en el interior de la tierra. La conocida escala Richter sobre la intensidad de los terremotos mide la cantidad de energía liberada en el terremoto. En todas La atmósfera y los océanos de la tierra

las formas mecánicas del movimiento ondulatorio, la ma­ teria se desplaza (hacia arriba y hacia abaj0, hacia los lados, o hacia delante y detrás) en forma rítmica. La resistencia de fricción de la sustancia en movimiento absorbe energía y las ondas desaparecen cuando se des­ plazan lejos de la fuente. El calor sensible es otro tipo de energía de suma im­ portancia. La energía cinética puede ser convertida en calor sensible a través del mecanismo de la fricción. Un ejemplo familiar es la acción de frenada de un automóvil en movimiento. Cuando el automóvil reduce su veloci­ dad hasta frenar (perdiendo energía cinética) los discos del freno se calientan. El calor sensible representa la energía cinética, pero es más una forma interna que una forma externa apreciada en las masas en movimiento. De esta manera, una taza llena de agua situada sobre una mesa posee energía interna debido al constante movimiento de las moléculas de agua en una escala demasiado pequeña para ser visto. Este movimiento interno es el calor sensible de la sustan­ cia y su nivel de intensidad se mide con el termómetro. En los gases, el movimiento interno se realiza en forma de movimientos de las moléculas �n el espacio a gran velocidad, pero con frecuentes colisiones con otras molé­ culas. Por tanto, el nivel de energía en el agua en estado gaseoso (vapor de agua) es más alto que en el agua líquida. Por otro lado, el hielo representa un nivel de energía menor que el del agua líquida, ya que aquí las moléculas están ordenadas en forma geométrica fija (véa­ se la figura 3.12). Para estas moléculas en estado sólido, el movimiento es una simple vibración. El calor sensible se desplaza a través de gases, líquidos, o sólidos mediante el proceso de conducción. La direc­ ción del flujo calorífico por la conducción es siempre en la dirección de mayor temperatura a menor temperatura. En el proceso de conducción, las moléculas de la materia más caliente, que se mueven más rápidamente, pasan parte de su energía cinética a la materia más fría, origi­ nando un aumento en la velocidad de su movimiento molecular. De esta forma, el calor se desplaza a través de la materia. Por la conducción, el calor puede convertir un gas en líquido o sólido, un líquido en gas o sólido, y un sólido en líquido o en gas. El calor ser:sible también puede ser transportado en una capa de gas o líquido a través de la convección, proceso en el q1,1e las corrientes redistribuyen el calor por la mezcla de las partes calien­ tes y frías del fluido. Cuando el hielo se derrite, debe realizarse un trabajo para vencer los vínculos cristalinos entre las moléculas. Este trabajo precisa un aporte de energía pero la tempera­ tura de la sustancia no asciende. La energía parece desa­ parecer misteriosamente. Como la energía no puede per­ derse, se almacena en una forma conocida como calor latente. Si congeláramos el agua y se convirtiera de nue­ vo en hielo, el calor latente se desprendería en forma de calor sensible. Una transformación similar de calor sensi­ ble a latente tiene lugar cuando se evapora un líquido, debido a que debe realizarse un trabajo para vencer los vínculos entre las moléculas del líquido. Cuando el vapor de agua vuelve al estado líquido, mediante un proéeso de condensación, el calor latente se transforma en calor sensible. Tanto el calor latente como el calor sensible representan formas de energía almacenada (como la energía potencial). El calor sensible almacenado en la materia puede per­ derse directamente en el espacio circundante a través de Sistemas de flujo de materia y energía

la conducción, pero incluso en los objetos vacíos puede perderse calor. Una ley fundamental de la física afirma que cualquier materia a temperaturas por encima del cero absoluto despide energía electromagnética. El pro­ ceso de desprender energía se denomina radiación. Po­ dem·os pensar en esta radiación en forma de ondas que se desplazan en línea recta por el espacio. Las ondas poseen una gran amplitud de longitudes, pero todas se desplazan a la misma velocidad -300.000 km por hora- indepen­ dientemente de su longitud. El conjunto de las ondas de todas las longitudes constituye el espectro electromagné­ tico, que incluye la luz visible con todos los colores del arco iris y también las ondas invisibles, como los rayos ultravioleta, rayos X y rayos gamma. Además de esto, el espectro incluye las ondas invisibles conocidas como rayos infrarrojos e incluso las microondas y las ondas de radio. La energía electromagnética recibida del sol impulsa un grupo de importantes procesos naturales que se pro­ ducen constantemente en la superficie de la tierra. La energía electromagnética, al llegar a la superficie terres­ tre se convierte continuamente en energía mecánica y calor sensible, que a su vez son transformados en activi­ dades como vientos en la atmósfera o la disgregación de las rocas, y en el transporte de las partículas resultantes a nuevos lugares. Otro tipo de energía es la energía química, que es absorbida o desprendida por la materia cuando se produ­ cen reacciones químicas. Estas reacciones provocan la unión de átomos para formar moléculas, la reconversión de las moléculas en nuevos compuestos, y los cambios contrarios, a formas simples de la materia. Las plantas verdes utilizan la energía electromagnética del sol para producir energía química, que es almacenada en las hojas y el tallo de las plantas, en forma de complejas moléculas orgánicas. Finalmente hay que señalar la energía eléctrica y la energía nuclear. El rayo es una manifestación espectacu­ lar de la liberación de energía eléctrica. La energía nu­ clear se produce por la alteración espontánea de los átomos de ciertos elementos, llamados radiactivos. La energía nuclear es un importante proceso natural que se produce en las profundidades de la tierra, donde genera continuamente calor. Se cree que este calor acumulado es responsable de las rupturas de la corteza exterior de la tierra y de los lentos movimientos de las grandes masas de rocas de muchos kilómetros de espesor.

(

SISTEMAS DE FLUJO DE MATERIA Y ENERGÍA La comprensión de los diversos procesos que afectan a la atmósfera, hidrosfera, litosfera y biosfera hace necesario que el geógrafo físico piense en términos de sistemas de flujo de la materia y la energía. Un sistema de flujo es simplemente una serie de trayectorias a través de las cuales la energía y/o la materia se mueven más o menos continuamente. Primero trataremos del sistema de flujo de la energía. Un sistema de flujo de energía traza la trayectoria de la energía desde un punto de entrada hasta un punto de salida. Como la energía fluye a través de este sistema, puede cambiar de forma o detenerse temporal­ mente. Eri este proceso, el flujo de energía utiliza la materia como el medio de movimiento y de conserva­ ción.

49

Calor radiante

Termómetro

( 1 1

Fuente de energía Radiador de energía infrarroja

---

-

---

Cambio de forma de energía

1:

-

-

- - -- -- -

��* de energía

Energía radiante

Entrada

1 1 1 1 1

Sistema de flujo de energía (abierto)

--

Límite del sistema -

-

- - - - - --

Cambio de forma de energía Calor sensible Energía radian te

Calor sensib le

;

Calor sensibl

- --

-

,

1 1

1

: 1

Salida 1

1

111

1 1 �-----------------------------�

-- - - - --

Límite del sistema

,,.1

Grifo

1 1 1 1 1

Fuente de materia Agua líquida

-

-

--

-

--

Almacenaje de materia

Ent;ada

Agua líquida

1 1

-, 1

1 J 1 1 1

Salida

11

1 1 1 '- - - - - - - - - - - - - - - _/

Sistema de flujo de materia (abierto)

Energía eléctrica

Calor conducido fuera del Válvula radiador

Aire acondicionado o refrigerador

Freón gaseoso

1

: :

-

-

-

-

Límite del sistema

----

- ---- - -

O

Líquido



Cambio de estad

......

Líquido a gas , (evaporación) ,.

Sistema de flujo de materia (cerrado) ....._ _ _ _ -

-

--

y

energía

1

1 li 1

J

:1

:

1 1 1 1 1

I

Cambio de forma de energía

·

1 1 1 1 1 1

Calor sensible a calor latente

1

1

1

- - - - - - - - - - - - - - - - - - -- - - - - - ·

Almacenaje

Sistema de energía (abierto)

y materia

1 1 1 1 1

1

I� -t 1 1 1

....._ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ /

Diagramas esquemáticos de los sistemas de flujos de energía utilizando comunes aparatos mecánicos caseros como ejemplos.

50

------ ,

Almacenaje

/

Almacenaje

Fuente de energía

FIGURA 3.13.

e

--------

Gas a líquido (condensación)

Freón líquido

Calor introducido en el evaporador

Sistemas combinados de materia

-

Cambio de estado

s

e

--

Entrada

1

La atmósfera y los océanos de la tierra

Los sistemas de flujo de energía inician el movimiento y mantienen los sistemas de flujo de materia. La matelia introducida en tales sistemas no es solamente transporta­ da de un lugar a otro, sino que también puede sufrir cambios de estado y cambios químicos. La materia que se desplaza a través del sistema también puede quedar al­ macenada temporalmente en ciertos puntos. Las corrientes de energía y materia pueden ser visuali­ zadas por medio de diagramas esquemáticos, utilizando para ello una serie de símbolos . Tres de esos diagramas, realizados a partir de ejemplos familiares en el hogar, representan los tres tipos básicos de corrientes (figura 3. 13). El primero es la corriente de energía representada en el diagrama A por una cazuela calentada en un horni­ llo eléctrico. La superficie exterior representa el límite del sistema, mostrado por el rectángulo exterior en el diagrama. La entrada de energía en el sistema proviene de una fuente de energía, cuyo símbolo es un círculo. Una flecha muestra la trayectoria de la energía. Suponga­ mos que la energía proporcionada por el hornillo eléctri­ co es en forma radiante y que consiste en rayos infrarro­ jos, que forman parte del espectro electromagnético de energía. De esta forma, la energía es transmitida por radiación desde el calentador a la cazuela que absorbe la energía. Se produce así una transformación de la ener­ gía en la cual la energía radiante es transformada en calor sensible, aumentando la temperatura del recipiente. Un rectángulo es el símbolo que utilizamos para una trans­ formación de la energía. El calor sensible permanece temporalmente como energía almacenada en el reci­ piente y en su contenido. Una figura en forma de depósi­ to indica la reserva de energía o materia en un sistema de flujos. La energía continúa su trayectoria para cambiar su forma de nuevo a radiación infrarroja em itida por la su­ perficie del recipiente. Este proceso representa la salida de energía a través del límite del sistema. (Otras formas de energía pueden entrar y salir simultáneamente del siste­ ma, pero han sido omitidas en busca de la sencillez.) Con el ritmo constante de entrada de energía, se alcan­ za un momento en el que la cantidad de energía almace­ nada se mantiene constante como se demuestra por la temperatura constante del recipiente. El ritmo de salida de energía debe ser, por tanto, igual al de entrada. Deci­ mos que el sistema está en estado de equilibrio cuando los ritmos de entrada y salida son iguales y consta,ntes y el almacenaje es también una cantidad constante. Si incre­ mentamos el ritmo de entrada de energía, el almacenaje aumentará (produciendo una mayor temperatura) y tam­ bién aumentará la salida de energía. Después de un corto período se restablecerá el estado de equilibrio a un nue­ vo nivel de actividad. Cuando la entrada de energía cesa, el sistema se detiene y deja de existir. Hemos mostrado así un sistema abierto definido como un sistema que requiere una entrada y una salida de energía (o materia) a través de los límites del sistema. Un principio importan­ te es que todos los sistemas de flujo de energía son sistemas abiertos. Ningún sistema de energía real puede funcionar como un sistema cerrado por completo dentro de sus límites, porque no existe ningún aislante perfecto que impida la salida de energía en forma de calor a través de los límites que lo encierran. El diagrama B de la figura 3.13 ilustra un sencillo sis­ tema de flujo represeritado por una bañera con su grifo y sus desagües abiertos . El límite del sistema es la super­ ficie exterior de contacto del agua con las paredes de la bañera y la superficie del líquido. La entrada de agua a Sistemas de flujo de materia y energía

través del grifo puede ser regulada de forma que el nivel del agua ascienda rápidamente en la bañera. Cuando se produce esto, el ritm o dd agua que sale por el desagüe aumenta rápidamente (debido al aumento de la presión hidráulica). Se alcanza un momento en el que el nivel de agua. es constante y la cantidad de materia en reserva es entonces un valor constante. Los ritmos de entrada y salida también son constantes e iguales y el sistema está en estado de equilibrio. Este sistema de flujo de materia es un sistema abierto. Cuando la entrada de agua se acaba, el agua es desaguada completamente y el sistema desaparece. El diagrama C de la figura 3.13 ilustra sistemas de energía y materia actuando simultáneamente. El sistema consiste en los elem entos esenciales de un aparato de aire acondicionado o refrigerador que utiliza en el circui­ to un fluido de refrigeración, tal como freón, para el proceso de refrigeración. Un compresor, movido por un motor eléctrico, recibe el gas de refrigeración a baja presión y lo bombea hacia una válvula, poniendo el gas bajo alta presión. El proceso de compresión calienta el gas a una temperatura superior al aire que rodea al radia­ dor. En un radiador el gas enfriado se condensa y se hace líquido. Para que el líquido entre en el evaporador, pasa a través de otra válvula, que lo pulveriza hacia la baja presión medio-ambiental del evaporador. A baja presión, las gotas se evaporan rápidamente convirtiéndose en un gas muy frío y enfriando el aire cerca del evaporador. El gas vuelve después al compresor para completar el ciclo. El efecto ha sido extraer calor del ambiente cercano al evaporador, almacenar el calor en el freón gaseoso, y liberar el calor durante la condensación en el radiador hacia el exterior. En este sentido, el calor es "bombeado" desde el evaporador al radiador. El diagrama superior m u estra el sistema material con­ sistente en el flujo de enfriam iento y sus cambios de estado. Los cambios de estado se representan por el mismo rectángulo utilizado como símbolo de transforma­ ción de la energía en el sistema de energía . Igualmente, el almacenaje en los estados líquido y gaseoso se señala con el símbolo del depósito. Comenzando por la esquina superior izquierda, la compresión provoca la condensa­ ción del gas de refrigeración,. cambiando del estado ga­ seoso a líquido. El líquido de refrigeración se expande y evapora volviendo al estado gaseoso. Aquí hemos mostra­ do un sistema cerrado porque no hay materia que entre o salga del sistema. El diagrama inferior muestra el sistema de energía actuando simultáneamente con el sistema de materia. Para cada cambio en el estado material existe un cambio en forma de energía. Si los diagramas estuvieran realiza­ dos sobre un acetato transparente, se podría situar un diagrama sobre el otro y se vería que los circuitos básicos del flujo de materia y energía se superponen perfecta­ mente. Sin embargo, el sistema de energía debe tener entradas y salidas de energía añadidas al circuito interno cerrado. La energía eléctrica se convierte en energía me­ cánica en el compresor, pero esta transformación tiene lugar fuera del sistema. La energía m ecánica se utiliza para comprimir el gas, elevando su temperatura y pasan­ do al almacenaje en forma de calor sensible. A alta tem­ peratura el gas se condensa, liberando el calor latente que pasa a almacenarse como calor sensible . Parte del calor sensible almacenado pasa al medio ambiente exte­ rior por conducción a través del radiador y representa la salida de energía del sistema . Cuando el líquido de refri-

51

gerac10n se evapora, se introduce en el sistema calor procedente del exterior y gran parte del calor sensible que contiene se transforma en calor latente, que entra en almacenaje temporal en el gas de refrigeración. La con­ densación invierte el proceso y el calor latente se trans­ forma de nuevo en calor sensible. Igual que el primer ejemplo de un sistema de energía, éste es un sistema abierto y debe existir tanto una entrada como una salida de energía. Este aparato de refrigeración es, por lo tanto, una com­ binación de un sistema cerrado de materia y un sistema abierto de energía. Muchos de los sistemas naturales de la geografía física son también combinaciones de siste­ mas de flujo de materia y energía. Ningún sistema de

52

materia, sea abierto o cerrado, puede operar sin el em­ pleo de energía. Sin embargo, lo contrario de esta afirma­ ción no es cierto ya que es posible la existencia de un sistema de energía sin la intervención de un movimiento de materia, debido a que la energía puede fluir a través de la materia por conducción o radiación, o una combi­ nación de las dos, sin que se necesite ningún movimien­ to de la materia. Estos conceptos de sistemas de flujo de energía y mate­ ria serán utilizados en varios momentos en nuestro estu­ dio de la geografía física, donde el concepto de sistema es importante. Por ello se incluyen en capítulos posterio­ res diagramas de flujos como complemento a las descrip­ ciones convencionales de varios sistemas naturales.

La atmósfera y los océanos de la tierra

CAPÍTULO

4

El balance de radiación terrestre

Todos los procesos vitales que se desarrollan sobre la superficie terrestre se hallan sustentados por la energía que irradia el sol. Los sistemas de circulación planetaria de la atmósfera y los océanos están gobernados por la energía solar. Los intercambios entre agua líquida y vapor de agua de un lugar a otro del globo dependen de esta singular fuente de energía. Es cierto que existen flujos de calor que ascienden a través de la corteza terrestre hasta alcanzar la superficie, pero la cantidad es insignificante si la comparamos con el total de energía que la tierra inter­ cepta de los rayos solares. El flujo de energía del sol hacia la tierra y de ella hacia el exterior, es un sistema complejo. Incluye no sólo su transmisión, sino también su almacenaje y transporte. Ambas formas ocurrirán en los gases, líquidos y materia sólida que encontramos en la atmósfera, hidrosfera y litosfera respectivamente. Podemos simplificar el estudio de la totalidad de este sistema comenzando por examinar cada una de sus partes. Empezaremos, entonces, cori los procesos de radiación en sí mismos y el desarrollo del concepto de balance de radiación, en el cual la energía absorbida por nuestro planeta se verá contrastada con el rendimiento de energía del planeta hacia el espacio exte­ rior. La energía solar es interceptada por nuestro esférico planeta por lo que el nivel de energía calorífica tenderá a crecer. Por otra parte, nuestro planeta irradia energía hacia el espacio, lo cual significa un proceso que tenderá a disminuir el nivel de energía calorífica. Las entradas y salidas de radiación ocurren simultáneamente (figura 4.1). En un lugar y tiempo determinados puede haber más ganancias que pérdidas de energía, mientras que en otro lugar y tiempo pueden generarse más pérdidas que ga­ nancias. La región ecuatorial recibe, a través de la radiación solar, mucha más energía de la que puede radiar direc­ tamente al espacio . Al contrario , las regiones polares pierden mucha más energía de la que obtienen por ra· diación solar. Por ello los mecanismos de transferencia de energía han de ser incluidos en el sistema energético. Éstos han de actuar para transportar el excedente energé-

El balance de radiación terrestre

tico desde las regiones donde hay abundancia hacia las que existen deficiencias. En nuestro planeta, los movi­ mientos producidos por la atmósfera y los océanos actúan como mecanismos de transferencia de calor. Un estudio del balance energético terrestre no sería completo si no añadiésemos una descripción y explicación de los mode­ los de circulación del aire y del agua, lo cual se llevará a cabo en el capítulo 6. Siendo más suspicaces, entendemos que el movimien­ to del agua en la atmósfera, océanos y tierras, incluye un sistema global de transporte de materia que es semejante, en cuan to a importancia en el medio ambiente, al flujo de energía. Comprendemos que las actividades que am­ bos sistemas realizan están íntimamente entremezcladas. El concepto de balance hídrico se desarrollará en el capítulo 10, donde lo compararemos con el balance ener­ gético. Juntos, estos grandes sistemas de energía y mate­ ria, forman una unidad, un gran sistema planetario que nos permite referir y explicar, dentro de un esquema integrado , algo acerca del fenómeno ambiental de nues­ tro planeta. E spacio exterior

Diagrama simplificado del sistema de radiaci ón sol-tierra-espacio. ( Procedente de A.N. Strahler "The life !ayer"

FIGURA 4. 1 .

en joumal of Geography vol. 69, pág. 72, Copyright 1970 por Thejoumal ofGeography, reproducido con permiso del autor.)

53

Una aproximación sistemática al balance energético terrestre podría comenzar con un estudio del gasto o fuente de la energía procedente de la radiación solar. Tomaremos ésta como si al entrar en la atmósfera fuese absorbida o transformada. Volviendo , entonces, al meca­ nismo de producción de energía por parte de la tierra como una radiación secundaria.

Radiación electromagnética Nuestro sol, una estrella de tamaño y temperatura medias si la comparamos con el conjunto de estrellas, tiene una temperatura en superficie de 6.000 ·c. Este elevado valor producido por un gas incandescente que ocupa la exten­ sión solar, emite radiación electromagnética la cual es emitida radialmente hacia el exterior con movimiento rectilíneo y necesitando tan sólo de 8 minutos y 1/3 para recorrer 150 millones de km que es la distancia del sol a la �ierra. Aunque la energía solar apenas se pierde en su viaje a través del espacio, los rayos divergen a medida que se alejan de su centro . Por lo que la intensidad de radiación de un haz, por sección transversal dada (1 cm 2) es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia al sol. La tierra tan sólo intercepta 2 , 1 0-1 2 del total de energía emitida por el sol . A fines prácticos, incluyendo el estudio del balance de radiación terrestre, la radiación electromagnética puede ser tratada como una onda de transporte de energía. Estas ondas pueden imaginarse como las generadas por un barco que atraviesa una superficie perfectamente calma­ da. Son conocidas como ondas sinusoidales. La figura 4.2 nos i lustra cómo las ondas electromagnéti­ cas difieren en dimensiones a lo largo de su amplitud, o espectro . También vienen definidas en términos de lon­ gitud de onda o frecuencia. La longitud de onda es la distancia existente entre dos crestas, o valles, sucesivos. Las unidades métricas de distancia, por ejemplo centíme. tros o metros, son siempre utilizadas. Sabemos que las ondas del espectro electromagnético viajan a la misma velocidad. La cantidad de éstas, que pasan por un punto por unidad de tiempo (segundo), se conoce bajo el término de frecuencia de onda. Ésta depende de la lon­ gitud de onda; las ondas largas tienen baja frecuencia, mientras que las cortas la tienen alta. La frecuencia se Longitud de onda

expresa en ciclos por segundo, la unidad de medida es el hertz. Un hertz consiste en una frecuencia de un ciclo por segundo; un megahertz es una frecuencia de un millón de ciclos por segundo. Sabiendo que la velocidad de la luz es de 300.000 km/seg, es fácil de eelcular que una frecuencia de 1 megahertz está asociad'a con una longitud de onda de 300 m. Las equivalencias entre longitud de onda y frecuencia pueden leerse directamente en las escalas de la figura 4 . 3 , la cual muestra las divisiones del espectro electro­ magnético, ordenadas de ondas cortas, a la izquierda, a ondas largas, a la derecha. La escala utilizada es logarít­ mica (razón constante). La frecuencia expresada en me­ gahertz está tomada en base a potencias de 1 0; cada unidad está incrementada diez veces con respecto a la anterior y de derecha a izquierda. Por ejemplo, una canti­ dad de 103 megahertz, es mil megahertz; 109 megahertz, son mil millones de megahertz. Entre las ondas cortas del espectro encontramos como la menor los rayos gamma, de altísima frecuencia y corta longitud de onda. Se acostumbra a tomar como unidades para la nomenclatura de longitudes de onda corta el angstrom. Un angstrom equivale a 0,000 .000.01 cm (10-s cm). Los rayos gamma son más cortos de 0,03 angs­ troms. Después vienen los rayos X, el más corto de ellos es el apodado como "duro" y que hallaremos entre los 0,03 y 0,6 angstro ms. El más largo de los rayos X se adjetiva como "blando" y alcanza una frecuencia entre O 6 y 100 angstroms. El siguiente en la gradación son l s rayos ultravioleta, cuya extensión alcanza los 4.000 angs­ troms. Para la parte visible del espectro se acostumbra a utili­ zar otra unidad de longitud, la micra. Una micra eqtrivale a 0,0001 cm (10-4 cm); una micra equivale asimismo a 10.000 angstroms. La porción de luz visible del espectro comienza con el violeta de 0,4 micras. Los colores se matizan sucesivamente a través del azul, verde, amarillo, naranja y rojo finalizando el espectro visible con 0,7 . micras. En la figura 4 .3 esta porción ha sido tratada apar­ te, para mostrar los límites de los diferentes colores. El siguiente que aparece en el espectro es el infrarrojo con una longitud de onda que oscila entre los O 7 hasta las 300 micras. Éstos no son visibles pero puede sentir­ se, a través de objetos calentados, como rayos caloríficos. Las regiones del espectro de longitud de onda más larga están formadas por microondas, ondas de radio , radar . . . , las cuales serán objeto de estudio en páginas posteriores en el tema de percepción remota. Éstas no son importantes en el momento de realizar el balance energético terrestre .





La constante solar

L--! � i ""'------



Relación entre longitud de onda y frecuencia. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler The Earth Sciences 2ª ed.

FIGURA 4.2.

Harper & Row, Publishers, figura Arthur N . Strahler.)

54

6.5 Copyright 1963, 1971 por

E l origen de la radiación electromagnética solar lo halla­ remos en el interior del sol donde bajo condiciones de altas presiones y temperaturas, el h idrógeno se transfor­ ma en helio . En este proceso de fusión nuclear, una vasta cantidad de calor es generada y encuentra su vía de escape a través de la convección y conducción hacia su superficie. Debido a que la tasa de producción interna de energía es aproximadamente constante, el envío de ésta hacia el exterior variará tan sólo ligeramente. Por consi­ guiente la energía que recibirá por unidad de superficie un objeto dispuesto perpendicularmente a los rayos del sol y a una distancia media de él, será aproximadamente

El balance tk radiación terrestre

Frecuencia (megahertz) 109 108 107 106 105

1014 1013 1012 1011 1010

102

10

1

UHF VHF

HF

LF

103

104

Microondas Rayos gamma

Rayos X (duros)

Rayos X (blandos)

Ultravioleta

Radar ·

Infrarrojo

SHF

EHF

TV. radio

0,01

0,1

1

10

100

0,1

Angstromgs

Longitud de onda

100

10

0,4

10

1

10

1

100

m

cm

M icras

(Y") IO_

0,3

0,1

o r-- _ .

1

0,5 0,6 0,7 Micras (micrómetros)

0,8

0,9

1.0

·

FIGURA 4.3. Espectro de radiación electromagnética (Dibujo procedente de A.N . Strahler, The Earth Sciences 2ª ed. H arper & Row, Publishers, figura 6.6. Copyright 1963,

1971 por Arthur N. Strahler.)

constante. Conocida como constante solar, la tasa de radiación tiene un valor de 2 cal./cm2 /min ( 2 calorías por centímetro cuadrado cada minuto) . (Más exactamen· re, 1,9 cal/cm2 /min.) Asumimos que este valor está toma­ do más allá de los límites de la atmósfera terrestre por lo que no ha perdido ni un ápice de la anterior cuantía. Una caloría (gramo caloría) por centímetro 'cuadrado (1 cal/cm2 ) constituye una unidad de medida denomina· da langley (ly) . Por esto podemos decir que la constante solar es aproximadamente igual a 2 langley por minuto (2 ly/min) . (En unidades inglesas de calor, la constante solar es de 430 Btu por pie cuadrado cada hora.) Los satélites artificiales equipados con instrumentos apropiados para la medición de la intensidad de la radia· ción electromagnética nos han provisto de datos bastante precisos sobre el valor de la constante solar. Se observan fluctuaciones apenas significativas en la intensidad de radiación y se atribuyen a variaciones en la producción de los rayos ultravioletas junto con perturbaciones en la superficie solar. Para nuestros propósitos de evaluación del balance de radiación terrestre, despreciaremos estas pequeñas alteraciones de energía.

Espectro energético del sol y de la tierra Para entender las diferencias básicas en cuanto a tipo e intensidad de energía electromagnética emitida por el sol o la tierra, es preciso conocer las leyes físicas subya­ centes que gobiernan la radiación de energía en relación con la temperatura de un objeto emisor de radiación. Cualquier objeto cuya temperatura esté por encima del cero absoluto (-273 ºC) emite radiación electromagnéti· ca. La energía total emitida por unidad de superficie aumenta con el incremento de su temperatura. De este modo, 1 centímetro cuadrado (cm2) de superficie solar a

Espectro energético del sol y de la

tierra

una temperatura de varios miles de grados, emitirá mu· chísima más energía que un cm2 de superficie del distan­ te planeta Plutón, el cual tiene una temperatura cercana al cero absoluto. Y todavía más, el espectro de radiación que emite una superficie fría, difiere grandemente del de una superficie caldeada. Para la primera, la mayor parte de energía emitida se realiza a través de longitudes de onda larga. Para la segunda, la mayor parte se concentra en longitudes de onda corta (visible, ultravioleta) . Com· parando las características de radiación del sol y de la tierra, se comprenderá la aplicación de este principio. La figura 4 .4 es una gráfica en la que se comparan las intensidades de emisión del sol y de la tierra. Para las diferentes longitudes de onda se utiliza una escala loga­ rítmica como en la figura 4 . 3 . La escala vertical , también logarítmica, corresponde a la intensidad de emisión de energía (ly/min) por micra de ancho del espectro. Las curvas de energía ideales se reflejan, para ambos, tam­ bién en la figura: el sol a la izquierda, y para la tierra, la derecha, y se ilustran mediante líneas en negro suave­ mente arqueadas. Éstas representan las gráficas para unos cuerpos ideales, perfectos emisores de energía. Son de· nominados por los físicos: "cuerpos negros". Un cuerpo negro no sólo absorberá la energía que recibe, sino que también la radiará en relación directa· mente dependiente con la temperatura de su superficie. El sol se aproxima bastante a la definición de "cuerpo negro" con una temperatura próxima a los 6.000ºK* . Este cuerpo ideal tiene su máxima intensidad en cuanto a producción de energía en la región correspondiente a la luz visible. La curva de intensidad de radiación se expre· sa mediante una línea de trazo continuo y de color, la •"K es la temperatura absoluta en grados Kelvin. Las unidades son iguales que en la escala Celsius, pero el "O" de Kelvin, es de

-273"

C,

que corresponde al cero absoluto.

55

Ultravioleta Visible

,--,

l0-5

Infrarrojo lQ-3

10-•

5,0

crn

10-2

2,0

1,0

Radiación solar emitida directamente a la superficie terrestre (1,3 ly/min)

0,5



"'

Bandas de absorción del vapor de agua y de C02

0,2



u

E .. --... e E .. --... >. ;:::. .,

Estimación de la emisión del infrarrojo hacia el espacio procedente de\la tierra (0,10 ly/min)

0,05

-� e_D e lJ..I

Radiación de un cuerpo negro a 300 ºK (0,67 ly/min)

0,1

0,02

Absorción por oxlge o y ozono

0,01

"

0,005

FIGURA 4.4. Espectro de la radiación solar y de la tierra (Procedente de Physical Climatology, pág. 20, figura 6, por W . D . Sellers bajo permiso de la Universidad de Chicago Press. Copyright

0,002

0,001

1965, Universidad de Chicago.)

cual presenta irregularidades de poca importancia y de intensidad reducida en la región del ultravioleta. La energía del espectro solar se distribuye de la si­ guiente manera: ultravioleta y longitudes de onda cortas, 9 por ciento; luz visible, 41 por ciento; infrarrojo, 50 por ciento. Respecto a la tierra, la curva ideal de radiación de un cuerpo negro, es para un planeta con una temperatura media en superficie de 300 ºK (27° C ) . Ésta, corresponde en su totalidad a la región del infrarrojo y su máximo se halla próximo a las 10 micras. Observar que este máximo es mucho menor que el del sol (cerca de 1/5 de su intensidad) . El área que se encuentra bajo la curva co­ rrespondiente a la tierra es también mucho menor, que­ riendo decir con ello que el total de energía emitida por centímetro cy adrado es mucho menor que la misma uni­ dad en la superficie solar. Esta relación viene enunciada por la ley de Stefan-Boltzmann. La energía total que emite cada unidad de superficie por unidad de tiempo es igual a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (ºK) . Refiriéndonos de nuevo a la figura 4 .4 , tenemos bajo las arcadas de las gráficas del sol y de la tierra correspon­ dientes a su comportamiento como cuerpos negros, unos diagramas que presentan unas profundas entalladuras. Éstos representan la intensidad de energía medida tras su paso a través de la atmósfera terrestre. La curva de la izquierda muestra el desgaste sufrido por el espectro solar tras el paso del haz solar por la atmósfera terrestre. Prácticamente toda la radiación u ltravioleta ha sido elimi­ nada, mientras que ciertas bandas de la región del infra­ rrojo han sido cortadas en seco debido a la absorción

56

0,1

0,2

----1

0,5

1,0

_.,�,_.�__._��_,

2,0

10

20

50

100

Longitud de onda (micras o micrómetros)

ejercida por el vapor de agua de la atmósfera y el dióxido de carbono. La curva de la derecha nos muestra la radia­ ción infrarroja que "escapa" de la tierra en los límites exteriores de la atmósfera. Gran parte de la radiación i nfrarroja saliente ha sido absorbida por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. Pero en ciertas bandas de las diferentes longitudes de onda, conocidas bajo el nombre de ventanas, la energía escapa hacia el espacio exterior. La mayor de ellas, en términos de ener­ gía total liberada, se encuentra entre las 8 y 14 micras; existen otras menores en las bandas de 4 a 6 micras y en las de 1 7 a 21 micras. En la ciencia de la atmósfera, la totalidad del espectro solar se define como radiación de onda corta, pues su má­ xima intensidad yace en la región visible. En contraste, el espectro de radiación que escapa a la tierra es refe­ rido como radiación de onda larga. Usaremos esta termi­ nología al establecer el balance energético de la tierra.

La insolación sobre el globo En relación con el anterior capítulo 2 y centrándonos en la figura 2.8 en la cual mostrábamos las condiciones que se daban durante los equinoccios, recordemos que en tan sólo un punto, el punto subsolar, la superficie esférica de la tierra era perpendicular a los rayos solares. Alejándo­ nos de él, en cualquier dirección hacia arriba o hacia abajo de este punto, la curvada superficie terrestre se tornaba con ángulo decreciente respecto los rayos, hasta que se alcanzase de nuevo el círcul o de iluminación. A lo largo de éste los rayos son paralelos a la superficie.

El balance de radiación terrestre

Figura 1. Esta fotografía infrarrojo color fue tomada con una cámara de gran formato a bordo de la Lanzadera Espacial de la NASA. Nos da una imagen muy detallada del terreno, susceptible de cartografiarse. El área mostrada, de cerca de 130 km de ancho, incluye parte de la Sierra de Sulaiman en el oeste de Pakistán (margen superior izquierda); los ríos Indo y Sutlej, alimentados por la fusión de nieve de los distantes Hindu-kush e Himalaya, atraviesan la escena de nordeste a sudoeste. El más largo de los dos está atravesado por un Teledeteccl6n

sistema de represas que alimentan unos canales de irrigación (margen superior derecha). Una red de campos verdes (color rojo) se esparc.en junto con parches de terrenos infecundos con suelos salinos (blanco) oq1pando el tercio inferior de la foto. Pequeños torrentes se presentan erosionando profundamente los anticlinales de roca sedimentaria (superior izquierda) construyendo una serie de abanicos aluviales {blanco y azul pálido) donde se han agrupado una serie de campos de irrigación. {NASA n.0 57 - 20380 - 41 07 - 1783.)

Lámina A.1

Figura 2. Fotografía infrarroja de un área cercana a Bakersfleld, California, en el Valle de San Joaquín, tomada por un avión de la NASA, U-2, volando aproximadamente a 18 km de altura. La escala original de la foto era de 1:120.000.-Este tipo de fotos se puede utilizar para estudiar los problemas asociados con la agricultura. Problemas que afectan a la productividad de los campos de cultivo como por ejemplo en (A) áreas mal drenadas, las cuales aparecen de color oscuro, o en (8) que son áreas con alto contenido en sales y que

Lámina A.2

aparecen muy iluminadas. Las diferentes tonalidades del rojo corresponden a los diversos cultivos que están creciendo. Conociendo qué tipos de cultivos abundan en esta región, así como su ciclo de crecimiento, se puede determinar el área real total para cada tipo de planta. La estimación del área se puede combinar con otros tipos de datos, por ejemplo, condiciones climáticas o de los suelos para predecir por adelantado la productividad o la cantidad que se recolectará. (Foto NASA.)

Teledetección

Figura 3. Las fotos en infrarrojo color del Skylab 4 de esta figura y de la siguiente fueron realizadas por Earth Resources Experiment Package (EREP) S-1908 (máquina terrestre de 1 3 cm). Esta foto corresponde a l área d e Flagstaff, Arizona, donde se pueden observar el Humphrey's Peak, el Cráter Sunset del terreno volcánico, y Flagstaff a la izquierda. El cráter Meteor visto como un pequeño círculo en la parte

superior derecha de la fotografía puede utilizarse a modo de escala; el cráter mide aproximadamente 1 ,6 km de diámetro. La vegetación viva aparece de color rojo; la nieve, blanca y el agua azul. Fotos de este tipo se utilizan para cartografiar la nieve, lo cual ayuda para una mejor distribución de los recursos hídricos locales. (Foto NASA.)

Figura 4. Fotografía infrarrojo color de la costa este de Sicilia tomada durante las misiones del Skylab m. Se observa el Monte Etna (el volcán más alto de Europa) aún en actividad. En sus vertientes aparecen coladas de lava reciente, de color negro, mientras que lava más antigua y escombros

volcánicos (lapilli, cenizas) aparecen con vegetación, de color rojizo. Estas fotos se utilizan para estudiar la localización de fenómenos geológicos como la actividad volcánica o aparición de fallas, su comportamiento regional o global y su distribución. (Foto NASA.)

Teledetección

Lámina A.3

Figura 5. Porción de una composición infrarrojo color del Landsat (Scanner muttiespectral, bandas 4,5 y 7) realizada sobre la región de Washington-Baltimore. La Bahía de Chesapeake ocupa la parte superior derecha de la foto. La red de comunicaciones, los núcleos urbanos, así como los cinturones de ronda urbanos de las dos regiones

Lámina A.4

metropolitanas pueden ser rápidamente interpretadas. Las áreas con vegetación (rojo) destacan de forma clara. Este tipo de composición en falso-color tiene aplicaciones en el análisis del uso del suelo, en estudios sedimentológicos y para establecer los recursos de una zona. (Foto: NASA y Hughes Aircraft Company.)

Teledetecctón

Figura 6. Imagen en Infrarrojo térmico del área petrolífera de Santa Bárbara, tomada a principios de febrero de 1969. Esta imagen muestra la forma de emisión de energía del Infrarrojo térmico desde la superficie marítima. Imágenes de este tipo pueden obtenerse tanto de día como de noche. (Foto cedida por cortesía de North American Rockwell Corp. Rotulación realizada por Geography Remote Sensing Unit, Universidad de California, Santa Bárbara.)

Figura 7. Contraste electrónico de la figura anterior. Los sistemas de contrastar imágenes, tales como los llevados a término en esta foto, amplian la capacidad de imaginación del intérprete estudiando las sutiles variaciones que se ofrecen. Este efecto se consigue asignando un color a las diferentes tonalidades del gris de la imagen original. En este ejemplo los investigadores procuraban averiguar si la energía térmica emitida desde la superficie marina estaba relacionada, o no con el grosor de la mancha de aceite. (Foto cedida por cortesía de Spatial Data Systems lnc., rótulos debidos a Geography Remote Sensing Unit, Universidad de California, Santa Bárbara.)

Teledeteccl6n

Lámina A.5

Figura 8. Imagen digital del puerto de Nueva York tomada por el satélite SPOT el 1 de mayo de 1986. Satélite construido y lanzado al espacio por CNES, el Consorcio Nacional Aeroespacial francés, provee de imágenes con una resolución de 20 m en tres bandas -verde, rojo e infrarrojo- o bien una resolución de 10 m en una única banda pancromática. En esta imagen los datos, sobre 20 m de resolución, nos la muestran en infrarrojo falso color. La punta de Manhattan se encuentra en la parte alta y central de la fotografía; las manzanas, estructuras oscuras de esta punta, corresponden a los rascacielos de Wall Street y sus sombras. En la parte inferior de este saliente tenemos la Governor's Island donde se halla

Lámina A.6

un cuartel de Guardacostas, e inmediatamente hacia el oeste (izquierda) encontramos la Liberty lsland, sede de la estatua de la Libertad. Los largos muelles de Port Newark se sitúan a la izquierda. También se pueden observar,� la derecha, los muelles de la costa de Brooklyn. En la parte inferior central tenemos el puente de Verrazano-Narrows que conecta Brooklyn con Staten Island. La precisión en el detalle en la red viaria, como también las estelas de los barcos en el puerto, demuestran la gran capacidad de resolución de algunos sistemas por satélite. {Copyright 1986, CNES, a partir de SPOT Image Corporation, Restog., VA.)

Teledetección

Figura 9. Imagen digital compuesta a partir de Shuttle Imaging Radar-A (Sm-A) y del Seasat. La imagen corresponde a la costa cercana a Santa Bárbara (California). Los valores del sm-A se utilizan para dar el color; los del Seasat aportan la · intensidad de brillo de las imágenes. El área tiene una

amplitud de 90 km. La imagen manifiesta cómo los datos procedentes de·diferentes sensores pueden ser combinados digitalmente. (Foto cedida por cortesía de Charles Elachi, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena.)

Figura 10. Composición en color a partir de datos del Seasat y del Landsat sobre Orange County, California. En la imagen, el color rojo viene aportado por la banda 7 del Landsat (infrarrojo), el azul por la banda 4 (verde) y el verde por la respuesta del radar del Seasat (área central). La combinación de dos tipos de datos produce un mayor detalle en la información sobre la superficie cubierta de lo que resultaría si se separasen. (Foto cedida por Jerry Clarke, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena.)

Teledetecctón

Lámina A.7

�. �\

e

""''

;

> �

A

C



�� �::t

o 1 ..

0 .2 ...•

- : : :. ::

�--: ,

Octubre

.. ·-

,

L

..

B Ju lio 1982

1982

0.4

•' ::

Abril

� �E r �. � : -� �,

1982

D

0. 6 1

: ti i.:' �

Enero

1983

Figura 11. Mapas del índice de vegetación para cada una de las estaciones del año, a nivel mundial, resultante de datos procedentes de satélite. El color indica la intensidad de la cobertura vegetal, oscilando desde el marrón y amarillo (faltos de hoja o estériles) hasta tonalidades del violeta (máxima cobertura vegetal) pasando por el verde, rojo y blanco. La progresiva expansión del verde hacia los polos durante los inicios de la estación de crecimiento se puede observar claramente en los climas de latitudes medi.-s y la humedad y sequedad de los trópicos (Monzón). (Foto cedida por cortesía de C.J. Tucker, NASA. Goddard Space Flight Center.)

90º

',, Insolación 'añadida ' ,,

80º

'',,

70º

' Eje / ,, perpendicular ', '

6Óº "O

Eje inclinado

50º

,,�

.a

:¡:¡

� 40º 30º 20º

Reducción de insolación

10º

FIGURA 4.5.

El ángulo de incidencia de los rayo s solares



determina la intensidad de insolación sobre la tierra. La energía de los rayos A se concentra en un cuadrado a, pero la m i sma energía de los rayos oblicuos de B se extiende sobre un rectángulo b.

Supongamos por un momento que la tierra fuera una esfera perfectamente uniforme, sin atmósfera. Solamente en el punto subsolar, la energía procedente del sol sería interceptada al máximo valor de la constante solar, 2 ly.min-1. Utilizaremos el término de insolación para referirnos con ella a la recepción de la energía solar de onda corta por una superficie expuesta a esta ú ltima. Para un lugar determinado sobre la superficie terrestre, la insolación que se recibe depende de dos factores: 1 . El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la tierra. 2. El tiempo de exposición a los rayos. Ambos factores varían según la latitud y los cambios estacionales en la trayectoria del sol en el cielo. La figura 4.5 muestra que la intensidad es mayor donde los rayos inciden más perpendicularmente, como ocurre durante el mediodía en cualquier paralelo situado entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio. Si disminuyése­ mos el ángulo, la misma cantidad de calor se extendería sobre una mayor área. De este modo, en promedio, las regiones polares reciben menor cuantía de insolación durante el período anual. Consideremos una situación hipotética en la cual el eje de la tierra sea perpendicular al plano de la eclíptica al tiempo que gira alrededor del sol, es decir, que las condiciones de equinoccio prevalecieran a lo largo del afio. Bajo tales condiciones los polos no recibirían insola­ ción, indiferentemente de la época del afio, mientra.s que la zona ecuatorial la recibiría invariablemente con un máximo de insolación. Pero sabemos que el eje terrestre no es perpendicular al plano de su órbita. Tal como vimos en el capítulo 2, debido a la inclina­ ción del eje terrestre el punto subsolar oscila anualmente sobre una extensión latitudinal de 47", desde el Trópico de Cáncer (lat. 23' y 1 /2 lat. N) en el solsticio de verano, hasta el Trópico de Capricornio (lat. 23' y 1 /2 lat. S) en el solsticio de invierno. Este ciclo no hace que la insolación total anual, para la totalidad del globo, difiera excesiva­ mente de la situación imaginaria anterior, pero ello crea unas grandes diferencias latitudinales por lo que se refie­ re a la cantidad recibida. La insolación total anual desde el Ecuador hasta los

La tnsolactón sobre el globo

o

50

100

150

200

250

300

350

Insolación (kly/año) FIGURA 4.6. Perfil meridional de la insolación total anual ( l ínea continua).

polos en miles de langleys (Kilolangleys) por afio (Kly/ afio) lo mostramos en la figura 4 .6 mediante línea conti­ nua. La línea a trazos ilustra la insolación que resultaría si el eje no estuviera inclinado. Observar cómo la cantidad de insolación que reciben de hecho las regiones polares es aproximadamente de un 40 % del valor del Ecuador. La insolación incidente en las altas latitudes es de la mayor importancia medioambiental, pues el aporte de calor du­ rante el verano permite el florecimiento de bosques, crecimiento de cultivos en una amplia porción de la tie­ rra que de otra forma no podría. Un segundo efecto de la inclinación axial es la produc· ción de diferencias estacionales en cuanto a la insola­ ción, para cualquier latitud. Estas variaciones se incre­ mentan hacia los polos donde se alcanzan las posiciones más extremas (seis meses de día, seis meses de noche ) . Junto a l a variación del ángulo d e incidencia d e los rayos solares, opera otro factor: la duración diaria de la luz. Durante la estación en la cual el sol recorre el cielo en lo más alto, el tiempo que permanece sobre el horizonte es consecuentemente mayor (este efecto se refleja clara­ mente en la figura 2 . 1 1 ) . Los dos factores trabajan conjun-

90ºS

90ºS

90ºN

Solsticio FIGURA 4.7.

Variaciones de la insolación según latitud y

e stación (idea de W . M . Davi s).

57

1200 r 1100 1000 900



r

·o·

�::�V-� o

� >. � e:

600



500

�· �

� 400

<

t

300 200 100

o

E F FIGURA 4.8.

M

A

M

J

O

N

D

Insolación anual para una selección de latitudes del hemi sferio norte. ( Procedente de A.N . Strahler, The Earth

Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 . 3 . Copyright 1963, 1 9 7 1 por A.N. Strahler.)

tamente, mano a mano, en la intensificación de los con· trastes por cantidad de insolación entre solsticios opues· tos. En el diagrama tridimensional (figura 4.7) se refleja cómo varía la insolación según la latitud y estación del año. La figura 4.8 muestra la gráfica de insolación en determinadas latitudes, desde el Ecuador al Polo Norte. (Estos diagramas muestran la cantidad de insolación en los límites exteriores de la atmósfera.) Observar que el Ecuador presenta dos períodos de máximo valor (corres­ pondiendo a los equinoccios, cuando el sol se halla sobre él) y dos períodos mínimos (correspondiente a los solsticios, cuando el sol se encuentra más al norte o al sur del Ecuador) . En el Círculo Polar Ártico, a 66º 1/2 lat. N, la insolación se reduce a nada en el solsticio de invierno, y subiendo hacia el Polo el período de no insolación deviene mayor. Todas las latitudes comprendidas entre los trópicos de Cáncer y el de Capricornio poseen dos máximos y dos mínimos, pero un máximo domina en mayor grado a medida que nos acercamos a uno o a otro. Desde la latitud 23º 1/2 hasta los 66º 1 /2 lat N y S, hay un singular ciclo de insolación continuo, con máximo en un solsticio y mínimo en el otro.

ción sobre todo mientras el día y la noche poseen igual duración. Sobre los trópicos de Cáncer y de Capricornio tenemos las zonas tropicales, las cuales se extienden desde los 1 0º a 25º lat N y S. En ellas, la trayectoria del sol es próxima al cenit en uno de los solsticios, y sensible­ mente más baja en el solsticio opuesto. De este modo existe un marcado ciclo estacional que se combina, por otro lado, con una elevada insolación anual. La literatura y un gran número de trabajos científicos difieren sobre lo que hemos definido; los términos de zona tropical y trópicos han sido ampliamente utilizados para delimitar, en su totalidad, el cinturón de 47' de ancho situado entre los trópicos de Cáncer y el de Capri· cornio. Esta es la definición de "trópicos" que se puede encontrar en los diccionarios. Para ser más correctos, esta definición no se ajusta del todo al estudio del medio físico del hombre, pues incluye cinturones de climas de lo más variado. Engloba los desiertos más extensos del. mundo, junto a las zon:is de climas más húmedos. Siguiendo desde las zonas tropicales hacia los polos hallamos unas regiones de transición que han sido am­ pliamente aceptadas, por el uso de los geógrafos, y divul· gadas como zonas subtropicales. Por conveniencia les hemos asignado Jos cinturones de latitudes comprendi· das entre los 25º y los 35º N y S, pero hay que sobreenten· der que el adjetivo subtropical podría extenderse algunos grados más hacia el Polo o hacia el Ecuador. Las latitudes medias las encontramos entre los 35º y los 55º de latitud tanto norte como sur; son cinturones en los cuales el ángulo de incidencia de los rayos de sol cambia de posición a través de una relativa gran área, con lo que los contrastes estacionales en cuanto a insolación son desmesurados. Existen también fuertes diferencias estacionales en cuanto a la duración del día y de la noche, comparables a lo que sucede en los cinturones tro· pi cales. Bordeando las latitudes medias y, como siempre, en

Subártico

,. ,.

,.

/ ,.

,. ,.

Trópico de Cáncer

Zonas latitudinales del mundo El ángulo de incidencia de los rayos solares determina el flujo de energía que alcanza una unidad dada de superfi· cie terrestre y ello condiciona el medio térmico donde se desarrollará la vida subyacente. Este concepto provee de una base para una división del globo en zonas según la latitud (figura 4.9) . Estos límites zonales tan específicos, no deberían tomarse con absoluta rigidez, sino que debe­ ría considerarse como una terminología conveniente para identificar los distintos cinturones geográficos del mun­ do a lo largo de la obra. La zona ecuatorial cabalga sobre el Ecuador y cubre el cinturón latitudinal comprendido en términos generales, desde los 1 0º N hasta los 1 0º S. Dentro de ella, el sol la abastece, durante el período anual, de una intensa insola-

58

Latitudes medias

Subtropical

25

lGº

- -uador���� ,---il O � t--��--, ,--=Ec

Ecuatorial

º

O

10º 25º

Trópico de Capricornio

---

Tropical

---��������==i

55º

--

60º

Cír.�ulo Polac Antártico 66º

75º

9Ó º

- - - - - - -

olo � ur

_ '

,

..........

' '

',

.... .............



,' , ',:,,

Subtropical

', '

Latitudes

'::', 5 medias .... , ......... ............... , Subantártico ',:', ' ' , '' , 'f--M'"-1 Antártico ' ..... ,

'

.... ' ....

FIGURA 4.9.

Tropical

Polo Sur

S i stema geográfico de zonas latitudinales.

El balance de radiación terrestre

dirección a los polos tropezamos con las zonas subártica y subantártica en las latitudes 55º a 60' N y S, respectiva­ mente. Éstas poseen una variación anual extrema entre la duración del día y de la noche, produciendo enormes contrastes en cuanto a insolación entre solsticio y solsti­ cio. Es necesario recalcar que los diccionarios definen "ártico" como el área que abarca desde el Círculo Polar Ártico hasta el Polo Norte, y "antártico" en su correspon­ diente sentido pero para el hemisferio boreal. Las zonas polares, norte y sur, son áreas circulares entre, aproximadamente, los 75' y los polos. El régimen polar de seis meses de día y otros tantos de noche, es la nota predominante. Estas zonas experimentan contrastes estacionales de lo más acusado en cuanto a insolación.

Absorción por moléculas

y

polvo

15 96

Pérdidas de insolación

en

la atmósfera

En cuanto la radiación solar penetra en la atmósfera terrestre su energía es absorbida o desviad;i de d iferentes formas. Hacia una altura de 150 km, el espectro de radia­ ción posee cerca de un 100 % de la inicial, pero en el momento en que los rayos penetran y hacia una altura de 88 km, la absorción de los rayos X es casi completa de la misma manera que parte de la radiación u ltravioleta. A medida que los rayos solares penetran más profunda­ mente en la atmósfera, alcanzan la estratosfera. En ella, tal como explicamos en el capítulo 3, la radiación ultra­ violeta queda absorbida dentro de la capa de ozono. E l medio ambiente provisto por esta protección h a sido ya alterado. Cuanto más profundizan en la densa capa atmosférica, las moléculas de los gases obligan a la luz visible a dispersarse en todas las direcciones posibles en un pro­ ceso denominado difusión. Las nubes y partículas de polvo que hay en la troposfera provocan una nueva difu­ sión conocida como reflexión difusa. Ambas envían parte de la energía hacia el espacio exterior, y parte hacia la superficie de la tierra. Como resultado de esta forma de dispersión de la radiación de onda corta, cerca de un 5 % del total de insolación es devuelta al espacio, donde se perderá para siempre, tal como i lustra la figura 4.10. La radiación de onda corta que se dirige hacia la superficie terrestre se denomina difusión descendente. Otra forma de pérdida de energía viene dada por la absorción, la cual tiene lugar cuando los rayos solares penetran en la atmósfera. El dióxido de carbono y el vapor de agua se encargan de la absorción directa de los rayos infrarrojos. De ella resulta un aumento de la tempe­ ratura del aire, por lo que parte del calentamiento de las capas bajas de la atmósfera se lleva a cabo directa!Jlente durante el aporte de radiación solar. Aunque la propor­ ción de C02 de la atmósfera se mantiene aproximada­ mente constante, no ocurre lo mismo con el vapor de agua, el cual varía sobremanera de un lugar a otro y, consecuentemente, la absorción será diferente en un de­ terminado medio del globo que en otro. Todas las modalidades de absorción de energía -por moléculas de aire, incluido en ellas el dióxido de carbo­ no y el vapor de agua, y por partículas de polvo- se estiman de un 10 % mínimo, en condiciones de aire seco y cielos despejados, hasta un máximo de 30 % cuando existe una cobertura nubosa. En la figura 4.10 se muestra un promedio global de un 15 % de absorción. Cuando el cielo está despejado, la reflexión y absorción se combi-

Pérdidas de insolación

en

la atmósfera

Cielo limpio y claro

Pérdidas de aporte de energía solar por d ifu sión, reflexión y absorción. (Procedente de A.N. Strahler,

FIGURA 4.10.

The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 .6. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler.)

nan hasta un total de un 20 % dejando el 80 % restante al alcance de la superficie terrestre. Todavía otra forma más de pérdida de energía habría que incluir en la figura. Se trata de la superficie alta de las nubes, la cual constituye un buen reflector para la radiación de onda corta. Los aeronautas son conscientes del dolor que causa en la vista la reverberación de la luz solar cuando miran por encima de la superficie de la cobertura nubosa. La reflexión de las nubes puede sumar una cantidad entre el 30 y 60 % de la energía total que entra. Las nubes también absorben radiación; por ello podemos observar que con una capa de nubes gruesa, por combinación entre absorción y reflexión puede perderse entre un 35 a un 80 % del aporte de .radiación dejando que llegue a la tierra entre un O y un 4S %. El valor medio anual del globo por reflexión de las nubes hacia el espa­ cio es cercana a un 21 % de la insolación total. El prome­ dio de absorción por parte de las nubes es mucho menor, cerca de un 3 %. Las superficie terrestre, continental y oceánica, reflejan parte de la radiación de onda corta directamente a la atmósfera. Esta pequeña cantidad, cerca de un 6 % de media para el globo, se puede contabilizar junto con la reflexión de las nubes, en la evaluación total de pérdidas por reflexión. La tabla 4.1 enumera los porcentajes obte­ nidos hasta ahora, de las pérdidas por absorción y refle­ xión. En conjunto, las mermas por reflexión hacia el espacio resultan de un 32 % sobre la insolación total. La figura 4.11 (mitad superior) representa los mismos datos pero indicados mediante flechas, cuyas anchuras son pro­ porcionales a los porcentajes. Éstos son meras estimacio­ nes; porcentajes algo diferentes han sido publicados tam­ bién. El porcentaje de radiación reflejada por la superficie de

59

Tabla 4.1.

Balance de radiación global Porcentaje

Entradas de radiación solar

Radiación solar aportada en las partes altas de la atmósfera

Reflexión por difusión

100

100

Total en las partes altas de la atmósfera Reflexión difusa, por difusión, hacia el espacio

5 21 6

Reflexión de las nubes hacia el espacio Reflexión directa de la superficie terrestre Total de las pérdidas por reflexión hacia el espacio del sistema tierra-atmósfera

32

(albedo terrestre) Absorción por moléculas, polvo, vapor de agua,

18 50

C02, nubes Absorción de la superficie terrestre

68 1 00

Total absorción por tierra-sistema atmosférico Suma de la reflexión y absorción

Porcenta;e

Salidas de radiación de onda larga

Radiación total hacia el espacio: 68

Absorción de energía solar directa

Balance de radiación de la superficie terrestre Pérdidas directas hacia el espacio Pérdidas hacia la atmósfera Total de radiación de la superficie terrestre Ganancias por contrarradiación de la atmósfera

60

8 90 98 77

Atmósfera

Salidas netas de radiación desde la superficie

21

terrestre

"'

tJ

Balance de radiación de la atmósfera



'6

Ganancias por radiación de la superficie

Ganancia neta por aporte desde la superficie

Contrarradiación 77

13

Ganancia por absorción directa d e onda corta Ganancias por transferencia de calor latente

(Radiación total emitida: 137)

Ganancias netas de onda larga: 13

90 77

terrestre Pérdidas por contrarradiación

Radiación hacia el espacio

l 1s l

====



= = =.1 11 11 11 Energia 11 ganada 11 11 47 11 11

----------�J �-----fgf

18 20

Ganancias por transporte mecánico de calor se-nsible

9 60

Total de ganancias netas Radiación hacia el espacio procedente de la

60

atmoSfera Radiación directa al espacio desde la superficie

68

el espacio Fuente: W . 0 . Sellers

( 1965) Physica/ Climatology, 6 y 9-

Publicaciones de l a

Universidad d e Chicago y Londres, tablas El

100 %

del valor representa una cantidad de

263

kilolangleys

por año.

la tierra se denomina albedo. Satélites artificiales equipa­ dos cuidadosamente con instrumentos apropiados para la medición de niveles de energía de onda corta y radiación infrarroja, tanto procedente del __sol, como reflejada por la atmósfera y por la superficie terrestre, nos han provisto de datos para una estimación del albedo medio de la tierra, obteniéndose unos resultados que oscilan entre u n 29 a un 34 % . El valor representado en la figura 4 . 1 1 d e 32 % s e halla entre ambos límites. El albedo terrestre es un valor intermedio entre, por ejemplo, el que posee la luna y planetas inertes (Mercu­ rio 6 %; Marte 16 %; Luna 7 %) y valores tan altos como los de Venus (76 %) y otros grandes planetas exteriores (73 a 94 %) . Aquí encontramos de nuevo otro elemento único del medio ambiente del planeta Tierra, en compa­ ración con otros planetas y la Luna. La figura 4 . 1 1 resume la energía perdida por absorción.

60

Diagrama esquemático del balance de radiación global. Las cifras se corresponden con las de la tabla 4 . 1 .

8

terrestre Total de radiación desde el planeta hacia

Nota:

FIGURA 4.11.

U n valor d e un 1 8 % resulta d e l a combinación d e las pérdidas, a través de absorción, producida por moléculas, polvo, vapor de agua, C02 y nubes. U n SO % de la energía solar original permanece, y ésta es absorbida por las superficies continentales y oceánicas. Hemos contabiliza­ do hasta ahora todo el aporte energético por insolación; nuestro próximo paso será conocer la energ ía que escapa para realizar, así, el balance global.

Radiación de onda larga Las superficies marítimas y terrestres poseen una cierta cantidad de calor derivada de la absorción de la insola­ ción. Esta forma de energía se define como calor sensible (calor susceptible de medirse mediante termómetro ) ; representa u n almacenaje temporal de ésta. Pero este depósito de calor se pierde de forma continua a través de radiación de onda larga hacia la capa atmosférica conti­ gua, en un proceso que podemos denominar radiación terrestre. (Tal como utilizamos en el texto la palabra "terrestre" , se extiende su significado hacia superficies marítimas.) La atmósfera también irradia energía de onda larga, tanto hacia la tierra, como hacia el espacio exterior, en el

El balance de radiación terrestre

cual se pierde. Hemos de entender que la radiación de onda larga es completamente diferente a la reflexión, en la cual los rayos solares son devueltos directamente sin ser absorbidos. La radiación de onda larga procedente de la superficie terrestre y de la atmósfera se mantiene conti­ nua durante la noche, cuando no existe radiación solar. Tal como se muestra en la figura 4 .4 , la intensidad de la energía de onda larga que abandona nuestro planeta, es tan sólo una pequeñ.a parte de la intensidad de la energía de onda corta procedente del sol. Cabe comprender que la radiación de onda larga está siendo emitida constante­ mente por toda la esfericidad del planeta, mientras que, por el contrario, la insolación sólo afecta a un hemisferio, lo que es una sección transversal de la esfera a abastecer de insolación. Asimismo no hay que olvidar que cerca de un 32 % de la radiación solar entrante es reflejada directa­ mente hacia el espacio y que tan sólo el 68 % que es absorbida se dispondrá en forma de onda larga. En el promedio anual de entradas y salidas, para el planeta como un todo, la cantidad de energía solar absorbida es comparable por un igual a la emitida en forma de onda larga al espacio. Parte de la radiación terrestre absorbida por la atmósfe­ ra es irradiada de nuevo hacia '1.a superficie terrestre en un proceso denominado contrarradiación o radiación contraria. Por esta razón, las capas bajas de la atmósfera, con su vapor de agua y su dióxido de carbono, actúan como un manto que devuelve el calor hacia la tierra. Este mecanismo ayuda a preservar la superficie de caídas brus· cas de temperaturas, durante la noche o en invierno en las altas y medias latitudes. De alguna forma, se utiliza 'el mismo principio en los invernaderos y en los edificios que utilizan el calor del sol en su forma directa; las ventanas acristaladas permiten la entrada de energía de onda corta. El calor acumulado no puede escapar mez­ clándose con el a(re más frío del exterior. Los meteorólo­ gos utilizan la expresión efecto invernadero para expli­ . car el principio de conservación del calor en la atmósfera. Las capas de nubes constituyen un fenómeno de indudable importancia pues forman un manto que retie­ ne calor en las capas bajas de la atmósfera, ya que son excelentes absorbedoras y emisoras de radiación de onda larga.

El balance de radiación global Las mitades inferiores de la tabla 4 . 1 y la figura 4 . 1 1 muestran los componentes de radiación (onda larga) que escapan de la superficie terrestre, la atmósfera y el plane­ ta en su totalidad, utilizando las mismas unidades de porcentaje usadas para la radiación entrante. El total de radiación de onda larga que abandona las superficies continentales y oceánicas suma un 98 %. De éstas, 8 pun­ tos se pierden en el espacio, mientras que el 90 % restan­ te es absorbida por la atmósfera. Nuevamente ésta emite radiación de onda larga. Tal como se muestra en la "caja" que representa la atmósfera, el total de la radiación emiti­ da se eleva a 1 37 % de la insolación. Esta cifra, en princi­ pio absurda, consta de dos partes: una de ellas representa la que escapa al espacio (60 % ) ; la otra restante es absor­ bida por la superficie terrestre por radiación contraria (77 %). Debemos introducir dos nuevos conceptos dentro de la contabilización de la energía. Gran parte de la energía calorífica que se traspasa de la tierra a la atmósfera se realiza mediante dos mecanismos distintos de la radia-

El balance de radiación global

c10n de onda larga. En primer lugar el calor sensible asciende por movimientos turbulentos del aire. Tal como ilustra la figura 4 . 1 1 (parte inferior derecha) esta forma de transporte de calor representa un 9 %. En segundo lugar, el calor larente asciende a través del vapor de agua que se evapora de las superficies continental y oceánica. Esta forma constituye un 20 % (el calor latente viene explicado en el capítulo 7) . Recapitulando la i nformación recogida en el párrafo anterior, la energía que abandona la superficie terrestre (continental y oceánica) se divide como sigue: Porcentaje Radiación de onda larga (valor neto) 21 Transporte mecánico en forma d e calor sensible 9 20 Transporte como calor latente

Total

50

Recordemos que un 50 % era la cantidad de insolación (radiación de onda corta) absorbida por la superficie terrestre. Hemos contabilizado un presupuesto anual de energía mayor que lo que concierne a la superficie. La atmósfera envía hacia el espacio exterior su calor transformado en radiación de onda larga. Junto con la emisión de la radiación del mismo tipo procedente de la tierra, el total enviado hacia el espacio es del 68 % (tabla 4 . 1 ) y si le añ.adimos, a la cifra anterior, el 32 % de pérdidas por reflexión (albedo terrestre) obtenemos un total de 1 00 % .

El balance de radiación global como un sistema abierto de energía El balance de radiación global que se expone en la figura 4 . 1 1 y en la tabla 4 . 1 , puede contemplarse como un sistema abierto de energía. La figura 4 . 1 2 es un diagrama esquemático de este sistema usando los mismos símbolos explicados en el capítulo 3. La superficie exterior de la atmósfera constituye el límite de este sistema. Parte de la totalidad de la radiación de onda corta es reflejada direc­ tamente, por la atmósfera y la tierra, hacia el espacio exterior. La porción absorbida directamente por la atmós­ fera se transforma directamente en calor sensible, alma­ cenándose en ella. Convertida en energía de onda larga, parte de ésta abandona el sistema en el circuito de salidas hacia el exterior, mientras que parte, también, se envía directamente a la tierra por contrarradiación, donde es absorbida, transformada y almacenada en forma de calor sensible. La energía de onda corta también es absorbida, trans­ formada y almacenada en forma de calor sensible. La tierra cede energía por tres vías diferentes: ( 1 ) Se irradia a la capa atmosférica adyacente en forma de onda larga. (2) Es transportada hacia la atmósfera en forma de calor latente en el vapor de agua. Este proceso incluye los pasos de calor sensible a latente mediante la evapora­ ción, almacenándose como latente, y la reconversión de calor latente a sensible durante la formación de las nu­ bes. (3) La energía también se transporta mediante con­ ducción y el proceso mecánico de mezcla, sin compren­ der un cambio de estado. Una pequeñ.a cantidad de energía abandona el sistema directamente desde la su· perficie terrestre como radiación de onda larga hacia el espacio. Reparemos que hay dos subsistemas energéticos mos­ trados como dos pequeñ.as áreas rectangulares (subsiste-

61

Reflexión directa

- -- - - -- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - Subsistema atmosférico

Energía solar de onda corta

1 00

18

Eoc

=

Ecs E01

Eol - Ecs

:

90

90

20

.;;;;. Condensación ...._...."'-l , Ecs ---+-- Ec1

9

.

Contrarradiación

77

� 1 1 1 1 1 1 1 1 1

\

. . .

-- - -- . - -- - -- - - - --- - -- - - - - - - - - - --

1 1

1 1 1 1 1

FIGURA 4. 12_

Eoc - Ecs

Absorción por la atmósfera

radiación de 1 onda larga

Calor latente

137

77

radiación de onda corta

Calor - sensible _

. Radiación de 0.,. onda larga desde1-6 �0 ..____.,...__. 6"" . ... _"" 1--'""'"'--tl la atmósfera Pérdidas hacia el espacio Ecs - Ea1

" • Absorción por 1--""""la atmósfera

50

Absorción por la tierra

Conducción

9

Evaporación desde tierra

Radiación de onda larga desde tierra

Absorción por la tierra

Subsistema terrestre

_

�!'.31_E� .:.1�e_rn� �i:_r:e_:t�

-----

90

8

8

Pérdidas hacia el espacio

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ·- _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

/

Esquema del balance de radiación del globo como un sistema abierto

de energía.

ma atmosférico y terrestre) . Cada uno de ellos tiene sus propias entradas y salidas, pero ambos intercambian energía mediante flujos bidireccionales. Aunque las trayectorias de los flujos, así como su cantidad, son semejantes a los que aparecen en la figura 4 . 1 1 , hemos añadido las necesarias transformaciones d e ener­ gía y también su almacenaje, sin las cuales no se podría completar el concepto de sistema.

Latitud y balance de radiación Al iniciar el capítulo, refiriéndonos a insolación y latitud, demostramos que la inclinación del eje configura una redistribución de la insolación desde el Ecuador hasta los polos. Profundicemos en la amplia variedad, en cuan­ to a proporción de entradas y salidas, que se dan desde las bajas latitudes hasta los polos. En primer lugar, anali­ zaremos tres componentes que intervienen en el balance de radiación: albedo (reflexión) , insolación y salidas en forma de radiación de onda larga.

Albedo El porcentaje de radiación de onda corta reflejada por las superficies terrestre y acuosa es un interesante punto de partida pues determina la proporción de insolación ab­ sorbida en la superficie y que será convertida en calor sensible. El albedo sobre superficies marítimas es muy bajo (2 %) para rayos que inciden con ángulos próximos a los 90º pero resulta elevado para ángulos de menos incidencia. También adquiere altos valores en superficies

62

80 70 60

� 50 º¡¡j' 1: Q) � ,_ o 40 -9' o ,__, -o Q) �

<

-

30 20

,_

'

-

-

10

o

90 60 50 40 70

30

N

20

10

o Latitud

10

20

30

40 50 60

s

90 70

FIGURA 4_13_ Perfil longitudinal del promedio de albedo terrestre basado en datos procedentes de satélite. La latitud e stá di vidida proporcionalmente a las áreas de la superficie terre stre con u n e spacio sucesivo de 1 0º entre paralelos. (Datos de T.H. Vonder Haar y V.E. Suomi, 1969, Science, vol. 163, pág. 667, figura l. Dibujado en A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 .7. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler.)

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.14.

Valores medios de radiación solar recibida sobre la superficie terrestre. Ur.idades en kilolangleys por año. (Basado en datos procedentes de M . I . Budyko, 1963, Atlas Teplovogo Balansa, Moscú, URSS, Gidrometeorologischeskoe Izdatel'stvo . )

cubiertas por nieve, sobre continentes, o hielo, sobre las oceánicas (45 a 90 %) . El albedo correspondiente a cam­ pos, bosques y áreas desforestadas adquiere valoracio­ nes intermedias oscilantes entre el 5 % mínimo, hasta un 30 % máximo. Para la tierra, considerada en su totalidad, el albedo medido desde un satélite artificial depende tanto de la reflexión debida a las distintas superficies como la origi­ nada por las nubes, porque, tal como razonamos anterior­ mente, éstas son unas excelentes reflectoras de la radia­ ción de onda corta. La figura 4 . 1 3 es un perfil meridional del albedo medio terrestre valorado para cinturones de 10' de ancho. Observar que la zona ecuatorial tiene valo­ res bajos, que varían entre un 15 y un 2 5 % . Ello se

3ó0 320

Aporte en las capas---ra a Itas de la atm

/

280 240

:;-

200

� ., :¡¡

160 11

:;;¡

., 'O 'O 120 "' 'O :¡:; � 80 (.)

/

/

/

V 1/

"'-..

"'

'\

Energía perdida

1/

o '¡;¡

'­ >-

--

9afé

\ \

--.....

,..--

1\

"' 1\

Absorbida por la _,L superficie terrestre

\ !'--

1\



40 o 90

60 50 40

30

N

20

10

o

Latitud

10

20

30

40 50 60

Insolación En la figura 4 . 1 4 mostramos la radiación de onda corta recibida sobre la superficie terrestre . La media anual total, expresada en kilolangleys por afio, es alta en el cinturón ecuatorial con valores que varían entre 1 00 y 1 60 Kly/afio-1 . Dejando esta área de lado, tenemos las zonas tropicales con valores extraordinariamente altos sobre los continentes -de 180 a 220 kly/afio-1- representadas por los grandes desiertos de esta zona, en las cuales la cober­ tura nubosa está ausente la mayor parte del afio. Los valores disminuyen rápidamente a medida que subimos hacia los polos, a través de las latitudes medias, adqui­ riendo unas tasas bajas en las regiones árticas y polares. En la figura 4 . 1 5 , la curva i nferior es una sección longi­ tudinal que representa la energía absorbida por la super­ ficie terrestre . Los datos difieren de la figura anterior, pues la energía de onda corta reflejada por la superficie no ha sido incluida. La curva superior muestra la insola­ ción en lo alto de la atmósfera. Es esencialmente la misma información que la suministrada en la figura 4.6. La zona comprendida entre las dos curvas representa la energía perdida por procesos de absorción y reflexión en el momento en que los rayos de sol penetran en la atmós­ fera.

90

S

Perfi les transversales de los valores medios anuales de la radiación solar incidente en las capas altas de la

FIGURA 4.15.

atm ósfera, y radiación absorbida por la superficie terrestre. (Fuente: W.D. Sellers, 1956, Pbysical Climatology. Dibujado en A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3.9. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler).

Latitud y balance de radiación

explica por la extensión de las superficies oceamca y forestal y por la carencia de una capa de nubes persisten­ te . El albedo aumenta de forma regular a través de las latitudes medias y en dirección hacia los polos. Las mayo­ res estimaciones se hallan sobre la superficie nevada de la Antártida.

Radiación de onda larga La energía liberada, en forma de radiación de onda larga, del sistema tierra -atmósfera, está representada mediante un perfil longitudinal en la figura 4 . 16. Los valores en las bajas latitudes son elevados y declinan rápidamente en

63

140

0.45

,..,. e:

E ' >. ;::, "'

·g E �

12 0

0.40

t----

1 00

>---

0.35

0.30

-

e:

'O

o •C: "' ' >. � .!!!



·¡:;

<1>

.!!! 0.25 "O

e:

<1> <1> "O

"'

a:

80 60 40 20

Excedente

0.20

-'-'- -'-'-'--'-'--' -'--' '--'-'-· -'-L..U 0. 1 5 "-'90706050 40 30 20 10 JO 20 30 40 50607090 N

Latitud

s

FIGURA 4. 16. Perfil longitudinal del promedio de radiación de onda larga desde la tierra, a partir de datos de satélites (Fuente: T.H. Vonder Haar & V.E. Suomi, 1969, Science, vol . 1 6 3 , pág. 667. I l u strado e n A . N . Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 1 3 . 1 1 . Copyright 1963, 1 971 por A.N. Strahler.)

dirección hacia los polos. Es necesario percatarse de que los valores más altos se encuentran en las zonas subtropi­ cales, allá donde se hallan los grandes desiertos. En ellos las temperaturas son prominentes y la cobertura nubosa es parca, favoreciendo, por todo ello, la salida de radia­ ción de onda larga. Sobre el cinturón ecuatorial, donde la nubosidad, en promedio, es más frecuente, la radiación que se evade es algo menor.

Radiación neta Examinaremos ahora la radiación neta, la cual resulta de la diferencia entre la energía aportada y Ja evadida, por radiación de onda corta y de onda larga. El análisis reali­ zado del balance de radiación se refiere al conju nto del globo, por Jo que sobre un período anual Ja radiación neta será cero. En algunos lugares, sin embargo, la ener­ gía entrante es mayor que la liberada por lo que el

� - ---� - ---- ---- - - - -

- 80 IA--+--+-+-c -QJodia ión neta de la atmósfera

- 1 00 "-=-��� ,,--�� : 5� 47 0� 0 -= 0 �1� 0-'--: 9� 20 0---:' 0-� 0-� 0--=-67 2 0,---�l� 37 3 0Latitud N s

FIGURA 4.18. Perfil meridional del valor medio de radiación neta en la superficie terrestre, en la atmósfera y del sistema tierra-atm ósfera. (Datos procedentes de W.D. Sellers, 1 965, Physical Climatology. Dibujado en A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 . 19. Copyright 1963, 1971 por A . N . Strahler. )

balance de energía será positivo, es decir, habrá super­ ávit energético. En otros, la cantidad de energía que se evade será mayor que Ja aportada, por lo que el balance será negativo, es decir, existirá un déficit energético. Consideremos en primer lugar la distribución global de radiación neta en la superficie del globo, tal como se muestra en Ja figura 4 . 1 7 . En la figura 4 . 1 8 el perfil longitudinal superior recoge los mismos datos pero por cinturones latitudinales. Existe un amplio superávit sobre las bajas latitudes con valores que sobrepasan los 1 00 kly/año-1 generalmente para las regiones comprendidas entre Jos 20' lat. N y S. La radiación neta decrece rápida­ mente a medida que atravesamos las latitudes medias alcanzando un valor cero en las regiones cercanas a los

FIGURA 4. 1 7. Valores medios de radiación neta anual. Las unidades se expresan en kilolangleys al año (opcit. fig. 4 . 1 4 ) .

64

El balance de radiación terrestre

Tabla 4.2.

Transporte meridional anual de calor

Latitud ('N)

Transporte de calor kly/año x 1019

90 80 70 60 50 40 30 20 10 o

º·ºº 0,35 1 ,25 2,40 3,40 3,91 3,56 2,54 1,21 -0 ,26

Fuente: W.D. Sellers

(1965 ) .

Publicaciones de la Universidad de

Chicago. Chicago y Londres, tabla

12.

70' en ambos hemisferios. ( Los datos referentes a las latitudes superiores no están reflejados en el mapa pero sí en los perfiles.) Los valores negativos se localizan en dos pequeñas zonas polares, queriendo significar con ello la existencia de un déficit de radiación. En la atmósfera, la radiación neta se configura de ma­ nera diferente a la de la superficie. E l perfil longitudinal correspondiente a la radiación neta de la atmósfera está representado en la parte inferior del diagrama. Observad que todos los valores son negativos y que el déficit es menor de -60 kly/año-1 . Más tarde combinaremos los resultados de uno y otro. Para cada latitud el valor defici­ tario (valor negativo) se substrae de la cantidad exceden­ te (positiva ) , resultando, de este sencillo cálculo, la ra­ diación neta para el conjunto del sistema tierra-atmósfe­ ra, lo que se refleja en la gráfica situada en la mitad de la figura 4 . 1 8. De todo ello concluimos la existencia de excedente de radiación en una región comprendida entre los 40' N y los 30' S, y dos regiones con déficit. En el diagrama, si sumamos las rotuladas con "déficit" observa­ mos que son iguales al �rea rotulada con "excedente" , tal como requiere el balance de radiación. Es obvio, en la figura 4 . 1 8, que el balance energético de la tierra sólo puede mantenerse si el calor es transpor­ tado desde las regiones excedentes, hacia las dos que presentan pérdidas, es decir, desde las bajas l atitud� s . hacia las altas. Este movimiento del calor en d1recc10n hacia los polos se denomina transporte meridiano ya que es un desplazamiento hacia el N o hacia el S a lo largo de los meridianos. Deberíamos esperar que el valor debido al transporte de calor fuera mayor en latitudes medias que en otras, hecho que queda demostrado en la tabla 4 . 2 . La unidad utilizada es la kilocaloría ( 1 .000 cal .) multiplicada por 10 elevado a la decimonovena pot�ncia ( 1 0 1 9) . E l flujo meridional de calor se evacúa hacia e l exterior mediante la circulación general atmosférica y oceánica. En la atmósfera, el calor se transporta bajo dos formas: calor sensible y calor latente. Estos conceptos se explica­ rán en los capítulos 6 y 7.

Energía solar El planeta tierra intercepta una cantidad de energía solar equivalente a 1 , 5 cuatrillones de megawatios por hora y por año. Esta cantidad de energía es 28.000 veces la consumida anualmente por el hombre. De esta forma se

Energía solar

entiende que hay una poderosa fuente de energía a nues­ tro alcance, esperando ser utilizada. Es, nada más, que hacer circular parte del flujo solar, a través de los subsis­ temas del hombre, dentro del sistema global de energía natural. Otra remarcable virtud de la energía solar es que el hombre no puede incrementar la carga de calor de la atmósfera o hidrosfera. Una mayor preocupación la tene­ mos expresada en el capítulo 5, y es, derivada del consu­ mo de hidrocarburos, el aumento de la temperatura me­ dia del globo debido a dos factores: uno, la emisión de una cantidad de calor determinada; el otro, por el aumen­ to de la proporción de C0 2 en la atmósfera. Ninguno de estos factores concierne a la energía solar, y si añadimos a ello la ventaja de la carencia de contaminación ambien­ tal, que significa: no emisión de dióxido de azufre ni partículas de carbono; la energía solar se convierte, en­ tonces, en una atractiva fuente de energía. La radiación solar provee de energías utilizables en una variedad de formas, que pueden ser directas o indirectas. Por lo que atañe a este capítulo, trataremos de la inter­ cepción directa y su conversión a través de dos caminos: ( 1 ) Absorción directa mediante una superficie receptora, convirtiendo la energía de onda corta en calor sensible y elevando, entonces, la temperatura del receptor. (2) Con· versión directa de la energía solar de onda corta en energía eléctrica, a través de células solares. Las fuentes indirectas o secundarias de energía solar (descritas en capítulos posteriores) permiten la utilización de la ener­ gía solar transformada almacenándola de diferentes for­ mas. Por ejemplo, el aire en movimiento, como el viento, o agua en movimiento, como las olas del mar, o el flujo de los ríos, son formas de energía cinética producida por la materia en movimiento dentro del sistema de flujos impulsados por la energía solar. Otro tipo diferente es la transformación de la energía solar en energía química a través de las plantas y que es almacenada en los tejidos vegetales. Estos sistemas de energía orgánica se explican en el capítulo 24. Los combustibles fósiles (como el carbón o el petróleo) son derivados de componentes de origen orgánico que podríamos relacionar con la energía solar capturada y almacenada en un remoto pasado geoló­ gico. Las formas más antiguas y sencillas de la conversión de esta forma de energía resultan de la interceptación direc­ ta del calentamiento producido por los rayos de sol sobre algún tipo de superficie receptora, o medio. La aplica­ ción de este principio va desde el simple calentamiento de edificios y del suministro de agua caliente en las casas, hasta el intenso calentamiento de calderas y hor­ nos por concentración de los rayos solares en un peque­ ño punto. Una forma de ahorro de combustibles fósiles puede realizarse mediante la calefacción solar de los edificios. Cada casa, escuela, o edificio de oficinas puede tener su propio sistema colector de energía solar, pues una de las causas de encarecimiento suele ser el sistema de trans­ porte. Oleoductos, camiones o líneas de instalaciones de energía pueden ser eliminados. En muchos casos el fin de su aplicación es complementar o reemplazar el uso del combustible. La forma más simple para el calentamiento es el uso de grandes paneles de vidrio para permitir la entrada de luz solar en una habitación (principio del invernadero) . Los rayos solares penetran, en invierno, cuando su trayectoria en el cielo es baja, pero se impide su entrada, en verano, mediante una apropiada protección del tejado. Natural·

65

FIGURA 4. 19.

Diseño para una planta de energía solar

util izando espejos móviles (heliostatos) que concentran los rayos solares en una caldera. Cada heliostato está controlado por un programa de ordenador de manera que se concentran los rayos en la torre a medida que el sol recorre su trayectoria en el cielo.

·

mente, los mismos paneles ocasionan grandes pérdidas de calor tanto durante la noche, como en días fríos, como en días nubosos, por la salida de la radiación de onda larga, a menos que se usen postigos o telas térmicas. La práctica del caldeamiento solar de espacios interio­ res de los edificios, o de suministros de agua caliente, implica la utilización de colectores solares. La plancha colectora consiste en una malla de tubos de metal conte­ niendo agua corriente. Estos tubos, de aluminio o de cobre, pintados de negro, absorben de forma eficiente la energía solar. El agua es impelida por los conductos hasta caldear una gran cantidad de agua almacenada en un tanque . Una cobertura de vidrio o plástico transparen­ te se utiliza para obtener temperaturas superiores y para reducir las pérdidas de calor a la atmósfera. Los paneles solares se emplazan normalmente en los tejados de los edificios. Si el edificio está destinado a adaptar un siste­ ma d é calefacción solar, el tejado habrá de tener una inclinación óptima para la intercepción de los rayos sola­ res. El agua puede ser caldeada hasta una temperatura de 65 ºC y puede usarse para transferir calor a suministros de agua caliente para lavanderías y baños tan bien como un sistema calefactor convencional.

(Verano, junio-agosto)

(Invierno, diciembre-febrero)

4 5

FIGURA 4.2 0. Mapa de Estados Unidos en el que se ilustra el número de horas diarias de sol, durante las estaciones de verano e invierno. ( Servicio Nacional del Tiempo.)

66

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.21- " Solar One", planta piloto para la generación de electricidad mediante heliostatos, comenzó a trabajar en 1982. Sus 1 8 1 8 heliostatos constituyen un área de 2 reflexión total de 70.000 m . ( Cortesía de la Southern California Edison Company.)

Donde sea necesario un mayor caldeamiento del agua u otros fluidos, se pueden utilizar reflectores parabólicos. Este tipo de reflector concentra los rayos solares en un conducto en el cual se puedan obtener temperaturas superiores a 550 · c . Esta temperatura es suficiente como para suministrar vapor a una turbina conectada a un gene­ rador eléctrico. Los desiertos cálidos pueden emplearse como espacios de calentamiento y de caldeo de agua. Los sistemas de reflectores parabólicos pueden aplicarse efi­ cazmente en centros industriales y comerciales, los cua­ les no sólo necesitan de grandes aportes energéticos, sino que también pueden servir para su instalación en los tejados planos de sus edificios. Las plantas productoras de energía solar han sido dise­ ñadas para la instalación de espejos reflectores. Una gran cantidad de espejos móviles, llamados heliostatos, refle­ jan los rayos solares a lo alto de una torre central donde se hallan una caldera y un generador eléctrico (figura 4 . 19) . Las altas presiones y temperaturas alcanzadas per­ miten la utilización de diferentes tipos de gases y fluidos. El hidrógeno, el cual puede ser generado en este proce­ so, constituye un medio ideal para la acumulación de energía y su posterior conversión en electricidad cuando cesa el aporte solar. Se han realizado estimaciones para un posible suminis­ tro de toda la energía necesaria en los Estados Unidos de América para el año 2000, a través de un sistema de instalaciones de heliostatos. Éstas podrían localizarse en el SW del país donde el número de horas de insola­ ción es mayor (figura 4 .20) . En esta región un sistema con un 30 % de eficacia para la conversión de é'nergía solar en electricidad, requeriría un área total equivalente a una parcela cuadrada de 280 km de lado. Esta unidad representaría un 0,86 % de la superficie total de los E E . U U . Aunque el ecosistema quedase destruido, no ha­ bría aporte de contaminantes, y tampoco habría un con­ sumo significativo de agua. Científicos que planearon este sistema e hicieron un cómputo de los gastos, opinan que puede llegar a ser, en un futuro no muy lejano, económicamente competitivo juntamente con el uso de sistemas que utilizan combustibles fósiles y energía nu­ clear. Una instalación de heliostatos construida en 1981 cerca de Barstow, California, rinde 1 0 megawatios de energía eléctrica durante 4 a 8 horas diarias, dependien-

Energía solar

do de la estación del año (figura 4 . 2 1 ) . Está planeada l a construcción de una planta con una capacidad de 100 megawatios para la mitad de la década de los ochenta. La absorción directa de calor procedente de los rayos solares puede representar un importante ahorro energéti­ co en los procesos de destilación del agua marina para suministros de agua potable, lo cual resulta especialmen· te interesante en los desiertos tropicales en los que la gran intensidad de insolación significa una gran cantidad de energía solar disponible y son los lugares donde exis­ te poco suministro de agua potable para uso urbano y agrícola. Unas instalaciones para el aprovechamiento de la energía solar en el desierto del SW de los Estados Unidos, por ejemplo, puede suministrar suficiente ener­ gía eléctrica como para desalinizar agua marina proce­ dente del Océano Pacífico, en cantidad suficiente para abastecer las necesidades de una población de 1 20 millo­ nes de personas. Volvamos de nuevo a la tecnología de generación di­ recta de electricidad por incidencia de los rayos solares. El efecto fotovoltaico es conocido por los fotógrafos afi ­ cionados, a través del uso del fotómetro. Con el movi­ miento del objetivo para el enfoque de una determinada escena, un pequeño mecanismo oscila sobre un disco calibrado, que indica las variaciones de intensidad de la luz incidente. El dispositivo sensible, es a esta escala, una célula fotovoltaica, que transforma la energía lumíni­ ca en energía eléctrica. La manecilla sobre el disco mues­ tra, en este ejemplo, la cantidad de corriente eléctrica que genera la célula. Ciertas substancias cristalinas pro­ ducen este tipo de efecto. El problema deriva de su construcción, pues han de reunir condiciones de alta eficacia y bajo coste. Actualmente se utilizan comúnmen­ te células de silicio cristalino con una eficacia del 13 % aunque podría incrementarse hasta un 20 %. Las células de silicio han sido usadas con eficacia en vehículos espa­ ciales donde el coste no es un factor significativo. Las células solares pueden fabricarse, también, con sulfuro de cadmio o arseniato de galio. Debido a que una única célula de silicio produce 1 voltio (v) y medio de electri­ cidad, para poder producir un alto voltaje sería necesario conectar un gran número. También hay que tener en cuenta que el tipo de corriente que produce es corriente

67

continua ( C . C . ) y es necesaria su transformación en co­ rriente alterna ( C .A.) para sú uso convencional . U n nue­ vo proceso de manufactura de células de silicio consis­ tente en una banda de silicio fundido, está siendo desarrollado con una reducción enorme de los costes, al menos eventualmente. El silicio utilizado en las células solares ha de ser, sin embargo, de excepcional pureza, lo cual dificulta su fabricación en serie. Como sucede con la acumulación directa de calor me­ diante paneles solares, las agrupaciones de células foto­ voltaicas ocuparían una gran extensión de superficie te­ rrestre para la producción de importantes cantidades de energía. El almacenamiento de electricidad es otro de los problemas, pues el sistema no funciona por la noche. Una buena posibilidad podría ser su almacenaje como hidrógeno combustible, pero sólo es eficaz para sistemas a gran escala; para pequeña escala como casas, ranchos, granjas, se puede almacenar en baterías. Una interesante aplicación, a pequeña escala, son las bombas eléctricas de agua, necesarias para irrigación de campos durant� la soleada estación seca de los países tropicales, por ejem­ plo, las granjas trigueras del Pakistán y el norte de la India.

Impacto del hombre en el balance de radiación terrestre El hombre ha alterado en gran manera las superficies continentales a través de la deforestación, los cultivos y la urbanización. Mediante la interpretación de las imágenes de percepción remota, la extensión de estos cambios puede ser medida y evaluada sobre un campo antes nun­ ca conocido. De nuestro análisis del balance de radiación de la tierra, se debería entender que es susceptible de alterarse debido al número de variables que incluye y que determinan la transmisión y absorción de energía. Sabemos cómo la agricultura y la urbanización han altera­ do significativamente el albedo terrestre, la capacidad de absorción de la radiación de onda corta, así como la emisión de onda larga. Sabemos que el consumo de combustibles fósiles ha alterado el contenido de la at­ mósfe;a mediante la liberación de C02 y partículas de polvo. La naturaleza de estos cambios sobre clima urbano y clima en general constituyen materia de estudio para el próximo capítulo, el cual está relacionado con el calenta­ miento y enfriamiento de la atmósfera, tierras y océanos.

TELEDETECCIÓN EN GEOGRAFÍA FÍSICA En diferentes ramas de la Geografía, como en otros secto­ res de las ciencias de la tierra, una nueva técnica deno­ minada teledetección se ha divulgado rápidamente en la pasada década y añade a nuestra capacidad de percibir y analizar, las características física, química, biológica y cultural de la superficie terrestre. En un amplio sentido, la teledetección consiste en la medición de l a propiedad de un objeto utilizando otros medios distintos del contac­ to directo. El ver y el oír son mecanismos de percepción remota de los organismos, y dependen de la captación de la energía transmitida en forma de ondas desde el objeto hacia el observador. En su más estricto significado fun­ cional, la teledetección se refiere a la recogida de infor­ mación desde grandes y extensas áreas a través de la utilización de instrumentos colocados en aparatos vola­ dores, o bien vehículos espaciales. Todas las substancias, tanto si son naturales como sintéticas, son susceptibles de reflejar, absorber y emitir energía mediante distintas formas que pueden ser captadas por instrumentos cono­ cidos generalmente como sensores remotos.

DOS TIPOS DE SISTEMAS SENSORES Dos clases de sistemas de sensores electromagnéticos son reconocidos: sistemas activos y sistemas pasivos. Los sistemas pasivos miden la energía radiante reflejada o emitida por un objeto. Principalmente, este tipo de radia­ ción se encuentra en la luz visible, en regiones del infrarrojo próximo (reflejada) y en la región térmica del i nfrarrojo (emitida) . E l más familiar de los instrumen­ tos utilizados es la cámara fotográfica, la cual puede utilizar películas sensibles a la energía reflejada con lon­ gitudes de onda dentro de la extensión de la luz visible. Los sistemas activos utilizan un haz de energía ondulato-

68

ria como fuente, enviando el haz en dirección a un objeto o superficie. Una parte de la energía se vuelve a reflejar hacia la fuente donde es recogida por el detector. Una analogía simple sería la utilización, por ejemplo, de un faro en una noche oscura que ilumina u n determinado objeto y refleja la luz blanca hacia el ojo. Los sistemas activos utilizados en percepción remota trabajan princi­ palmente en la región del radar.

MICROONDAS

Y

RADAR

En las más largas longitudes de onda, más allá de las porciones visibles e i nfrarrojas del espectro electromag­ nético, se halla una forma de radiación denominada mi­ croondas (figura 4 .3) . Cambiando la unidad micra, usada en el espectro de luz visible, a centímetros, emplazamos la región de las microondas entre los 0,03 y los 1 00 cm. Muchas personas están familiarizadas con ellas, como forma de radiación utilizada en los hornos que llevan este nombre, para un cocinado y calentamiento rápido de los alimentos. Las microondas se utilizan también en la transmisión de mensajes por línea directa de una torre a otra a campo través. Dentro de la región de las microon­ das tenemos la del radar, la cual se extiende desde 0 , 1 cm a 1 00 cm ( 1 m) . ( La palabra "radar" proviene del acróstico original "RAdio Detection And Ranging", pero actualmente es una palabra con todo derecho) . Los siste­ mas radar son sistemas activos de sensores de microon: das. El sistema radar emite u n pequeño impulso de radia­ ción microonda esperando a la escucha el eco de las que retornan. Los sensores de radar se explican más detallada­ mente en una sección posterior. Las frecuencias en las que actúan los sistemas radar son las de la radio y televi­ sión, lo más reciente en cuanto a extensiones de longitu­ des de onda sobrepasa los 300 m .

E l balance de radiación terrestre

ABSORCIÓN DE ENERGÍA POR LA ATMÓSFERA Debido a que la teledetección comprende la confección de imágenes de la tierra desde un avión o aparato espa­ cial, la energía reflejada o emitida por un objeto debe viajar a través de la atmósfera antes de alcanzar el sensor. La figura 4 .4 muestra cómo las diferentes longitudes de onda de la radiación electromagnética son transmitidas y absorbidas por la atmósfera. El oxígeno y el ozono absor­ ben radiación ultravioleta con longitudes de onda infe­ riores a 0,3 micrómetros (micra y micrómetro son sinóni­ mos) . En la región visible (0,4-0,7 micrómetros) , la atmósfera absorbe algo de radiación. Entre 0,7 y 2,5 mi­ cras, en las regiones cercana y media del i nfrarrojo, la atmósfera es relativamente transparente a su paso, excep­ to para las bandas comprendidas entre 1 ,4 a 1 ,9 que son producidas por el vapor de agua. La región del infrarrojo térmico se extiende de 1 a 1 00 micras. Hay zonas, tam­ bién, en este último cercanas a 5 , 10 y 20 micras, donde la atmósfera absorbe algo de radiación. Siguiendo el razo­ namiento tenemos que una porción extensa del espectro electromagnético, en el visible, en la región cercana y media, y la térmica del infrarrojo, resultan útiles a la teledetección desde aparatos voladores a gran altura o vehículos espaciales. Para la región de las microondas, la atmósfera es relati­ vamente transparente. Para las longitudes de onda más largas, las microondas no interactúan con las gotitas de agua que forman la niebla o las nubes. De esta forma, muchos sistemas de radar atraviesan nubes para reprodu­ cir imágenes con cualquier tipo de tiempo. Para longitu­ des de onda corta, sin embargo, las microondas pueden ser dispersadas por las gotitas de agua y producir señales que retornan y son recogidas por los aparatos de radar. Este efecto es utilizado por los radares de previsión me­ teorológica, los cuales pueden captar lluvia y granizo y, por tanto, son útiles para la previsión del tiempo local.

FOTOGRAFÍA AÉREA De los sistemas pasivos de sensores, el más familiar para el hombre corriente es la cámara fotográfica en la porción visible del espectro. Las fotografías aéreas obtenidas por cámaras instaladas en aviones han sido ampliamente uti­ lizadas por geógrafos y otros científicos del medio am­ biente con anterioridad a la Segunda Guerra Mundial . Normalmente el campo de visión de una fotografía se solapa a la siguiente a lo largo de la trayectoria seguida por el avión, por lo que las fotografías pueden visualizar­ se estereoscópicamente, mediante un efecto tridimensio­ nal. La película en color se puede utilizar para au,mentar el nivel de información de la fotografía aérea. Debido a la alta resolución (grado de afinidad) que posee, la fotogra­ fía aérea sigue siendo una de las más valiosas de las técnicas de teledetección antiguas. La fotografía se ha extendido a grandes áreas a través del uso de cámaras manejadas por los astronautas en los vehículos espaciales. Muchas personas están familiariza­ das con las sorprendentes fotografías en color obtenidas en las misiones "Geminis" de los primeros años de la década de los sesenta. U n vuelo reciente de la Lanzadera Espacial ha incluido una cámara para gran formato, dise­ ñada para realizar transparencias muy detalladas (23 x 46 cm) de la superficie terrestre, adecuadas para u n le­ vantamiento topográfico exacto ( Lámina A. 1 , figura 1 ) .

Te/edetecci6n

en

geografía física

La fotografía, utilizando la reflexión de la radiación electromagnética, también se extiende en las longitudes de onda del ultravioleta y del infrarrojo. Cámaras conven­ cionales equipadas con filtros y películas apropiadas, pueden ser utilizadas en la región próxima al ultravioleta, entre las 0,3 y 0,4 micras. Sin embargo, la absorción atmosférica y la dispersión de la luz en estas longitudes de onda, limita el uso de la fotografía ultravioleta a objetivos en un determinado campo de acción. En el espectro hay una región en el infrarrojo próximo, inme­ diatamente adyacente a la región visible del rojo, en la cual los rayos reflejados pueden ser recogidos a través de una cámara dispuesta con una película y un filtro apro­ piados. Debido a que la atmósfera es transparente en esta porción del espectro, las fotografías infrarrojas directas tomadas desde gran altura son extremadamente nítidas y proporcionan una gran cantidad de información sobre vegetación, condiciones de suelos y usos del mismo.

FOTOGRAFÍA INFRARROJA COLOR La película infrarroja color se utiliza a menudo en foto­ grafía aérea (Láminas A.2 y A.3 ) . En este tipo de pelícu­ las, el color rojo se produce como una respuesta al infra­ rrojo, el color verde por la luz roja, y el color azul como respuesta a la luz verde. Debido a que la vegetación saludable y en estado de crecimiento refleja en gran manera el infrarrojo, adquiere una apariencia roja caracte­ rística en este tipo de películas. De esta manera, los cultivos aparecen con unas tonalidades que se extienden desde el rosa al naranja rojizo y rojo vivo. Cultivos madu­ ros, vegetación seca (pastos inactivos, en estado latente) aparecen como amarillentos o marronáceos. Las áreas urbanizadas aparecen, normalmente con tonos azulados o grisáceos. Lugares de aguas poco profundas, terrenos pantanosos, aparecen de color azul; aguas profundas re­ sultan de color azul oscuro o negruzco. La fotografía i nfrarrojo color es particularmente utilizada en la inter­ pretación geográfica, en mapas de uso del suelo, y ha tenido una amplia difusión desde que se desarrolló, por primera vez, durante la Segunda Guerra Mundial.

IMÁGENES DIGITALES Durante la década entre 197 5 - 1 985, la teledetección ha realizado grandes avances. Ello se ha debido, en su ma­ yor parte, al procesado de sus datos mediante el uso de las computadoras. El procesado de los datos gráficos a través de los ordenadores, sin embargo, requiere que las imágenes estén digitalizadas (por ejemplo, compuestas de números sobre los cuales se pueda operar) . La figura 4 . 2 2 ilustra el concepto de imagen digital. Ésta se puede imaginar como si estuviera formada por una gran red de células cada una de las cuales contiene un valor de brillo. Las células se pueden denominar pixels, término que tiene su origen en el acróstico "picture element" (ele­ mento gráfico) . Normalmente es un número de clave bajo para oscuridad (baja reflexión) y alto para luminosi­ dad (alta reflexión) . Los números se registran sobre un medio magnético (discos o cintas) por las computadoras, de manera que no se forma una imagen visible. Para crearla, por ejemplo, en un monitor de televisión, los valores de brillo alimentan un dispositivo especial que genera la correspondiente señal. O bien, la imagen digi­ talizada se envía hacia un dispositivo, impresor de pelícu-

69

. .

. , --�. -:· r; .

, , :� '

-





'

...

,.

••� '

.



p

Cuatro imágenes sobre San Francisco producidas por el Landsat (banda del infrarrojo) ilustran el concepto de imagen digital. (A-C) son una disminución

FIGURA 4.22.

progresiva del campo de enfoque sobre la Bahía Bridge y l a Isla de Yerba Buena en l a Bahía d e S a n Francisco. E n D se muestran l o s valores de b r i l l o de una pequeña área d e 25 pixels. Estos valores oscilan entre O (oscuridad) hasta 255 (máxima l u minosidad ) . (Alan H . Strahler.)

las, que expone ésta a un foco luminoso durante un determinado tiempo, proporcional a los valores de brillo de cada célula o pixel. El resultado es una película en negativo o transparencia que puede ser impresa o vista directamente. La importancia de la imagen digital es que permite la modificación de los números que forman la imagen, me­ diante computadora, todo ello relacionado con el proce­ sado de la imagen. A través de la manipulación de estos números por computadora es posible aumentar la ima­ gen; por ejemplo, modificar el contraste de forma selecti-

70

va dentro de ciertas áreas de la imagen o acentuar márge­ nes o límites en su interior (figura 4 . 2 3 ) .

SISTEMAS SCANNING• Las imágenes digitales se obtienen, generalmente, a tra­ vés de sistemas o métodos scanning. Scanning es el pro­ ceso de obtención de información instantánea desde tan •N. del T.: Se podría traducir por "sondeo", aunque el término inglés es mucho más específico.

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.23. Imagen de TM sobre el Valle de la Muerte (banda del rojo ) , en la cual se demuestran las diferentes formas de resaltar por contraste que poseen las imágenes digitales. (A) Imagen original. ( B) Imagen realzada por contraste . ( C) Imagen producida mediante la aplicación de un proceso de detección del relieve. (D) Imagen creada a partir de B y C, en la que se observa el contraste del relieve y de las líneas básicas de éste. (Alan H. Strahler.)

sólo una pequeña porción del área observada (figura 4 .24) . El dispositivo de sondeo (scanning) se proyecta sobre un pequeño campo de observación, escudriñando transversalmente toda la escena. La luz procedente del campo de observación se enfoca hacia un detector que mide su intensidad, y produciendo finalmente una línea con valores digitales de brillo. A medida que se repite el proceso, se obtiene información que se conformará en una serie de líneas paralelas poco espaciadas entre sí. De esta manera, se construye una imagen digitalizada a tra· vés del método de sondeo (scanning) . Un concepto im·

Teledetección en geografía física

portante de la imagen es la unidad o capacidad de resolución de la dimensión del área terrestre que se recoge en cada dígito. Este valor depende del campo de visión angular y la altura del ingenio sobre la tierra.

SCANNERS MULTIESPECTRALES Los sistemas de sondeo (scanning) más corrientemente utilizados son los scanners multiespectrales. Estos apara­ tos miden el brillo simultáneamente para diferentes Ion-

71

de onda que se extiende entre 1 0,4- 1 2,5 micrómetros. Sin embargo, Ja unidad de resolución es menor que Jos otros ( 1 20 X 1 20 m) .

IMÁGENES MULTIESPECTRALES

FIGURA 4.24.

Scanning multiespectral desde un avión. A

medida que el aparato avanza, el scanner "barre" toda la superficie de lado a lado. El resultado es la obtención de una imagen digital que cubre el espacio sobrevolado.

gitudes de onda. Un ejemplo Jo encontramos en el siste­ ma multiespectral de sondeo (Multiespectral Scanning System) , más comúnmente MSS, utilizado a bordo de satélites de observación terrestre de Ja serie Landsat. Este instrumento recoge simultáneamente los datos de refle­ xión en cuatro bandas espectrales, las cuales, numeradas respectivamente 4, 5, 6, 7 recogen las extensiones 0,5-0,6 (verde) ; 0,6-0,7 (rojo) ; 0,7-0,8 ( infrarrojo) ; y 0,8- 1 , 1 (in­ frarrojo) micrómetros (figura 4.25) . La unidad de resolu­ ción para el Landsat MSS es de 56 x 79 m . Un sucesor de este sistema es el Landsat Thematic Mapper (TM) que recoge los datos en seis bandas espectrales, que se ex­ tienden desde 0,45 (azul) a 2 ,35 (región media del infra­ rrojo) micrómetros. Los datos obtenidos por el TM re­ suelven con mayor afinidad que Jos del MSS la capacidad de resolución que es de 30 x 30 m . El TM también recoge la banda de la región térmica del infrarrojo en la longitud 100 "' "O e:

� * "'

.

-; �

"O tí "' "' c. "' "' � "' c. "' "' Q:'.

50

o

0,4

100

0,6

0,5

s - QJ ª QJ ::i , 'O ' ·;:: "' E �

% 50

.'l l �

0,7

0,8

-�¡ �

"' z

1

o .2. Q:'.

1,0

1,1

1,2

Infrarrojo

"'

<(

0,9

Vegetación verde (reflexión)



,

...-

- --

----

Agua (absorción) 0,4

0,5

0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 Longitud de onda, (micras)

1.1

1,2

Esquema donde se indican las diferentes sensibilidades de cuatro filtros de u n scanner multiespectral en un Landsat. Comparad la diferente reflectividad de la vegetación verde, el agua y suelo.

FIGURA 4.25.

72

Aunque es posible reproducir en fotos en blanco y negro o señales de TV las imágenes de una única banda espec­ tral, los datos multiespectrales se presentan como imáge­ nes multiespectrales. El ojo humano puede responder a tres colores primarios a la vez, siendo posible asignar a cada color una banda del espectro y ver los resultados como una imagen en color. Los colores producidos po­ drán no parecerse a los colores verdaderos, a menos que, naturalmente, Jos colores primarios rojo, verde y azul se asignen a las bandas rojas, verde y azul del sensor. Por ejempl{), Jos datos procedentes del Landsat MSS son pre­ sentados a menudo como una imagen en color compues­ ta y con Ja intensidad de color rojo controlada por una de las bandas del infrarrojo (normalmente la banda 7 ) , el color verde regulado por la banda roja, y el color azul por el verde ( Lámina A.4 ) . Esta presentación de los datos conforme el uso de película infrarrojo-color, dilucidada anteriormente e ilustrada en Ja Lámina A.2, es bastante familiar a los fotointerpretadores.

SIGNATURAS ESPECTRALES Tal como se muestra en la figura 4 .25, las diferentes características de las superficies terrestres presentan va­ riedad en cuanto a la reflexión que producen sobre las longitudes de onda que cubren los instrumentales del Landsat MSS y el TM . Superficies acuáticas, aunque nor­ malmente son relativamente oscuras, muestran una alta reflectividad en Ja región azul-verde. Hay variaciones producidas, a menudo, por la cantidad de sedimentos y de algas encontrados en las capas superficiales. La vege­ tación aparece de color verde oscuro para el ojo humano - lo cual significa que refleja moderadamente bien en la fracción verde del espectro, pero no tanto en las fraccio­ nes azul y roja. En la región i nfrarroja, la vegetación, que crece de forma saludable, refleja fuertemente y aparece completamente brillante. Aunque el suelo varía en su respuesta espectral, una curva típica como la que se presenta en la figura 4.25 significa suelos que resultan generalmente oscuros, en la región visible, y gradual­ mente claros, en Ja infrarroja. En aplicaciones geológicas de Ja teledetección, algunos minerales tienen también modos de comportamiento, en cuanto a absorción, carac­ terísticos, que influyen sobre las bandas multiespectrales a las que son . sensibles por su brillo en instrumentos como los TM. De ese modo es posible, a menudo, distin­ guir un objeto por su signatura o rastro espectral el tipo de brillo relativo dentro de Ja banda espectral que carac­ teriza un objeto. La signatura multiespectral es importan­ te pues permite el uso de técnicas estadísticas para clasi­ ficación de imágenes. En este proceso de clasificación, el analista identifica u n objeto dentro de la imagen (por ejemplo, un campo de maíz ) ; una vez esto, manda a Ja computadora la orden de identificar todos los pixel con similar rastro espectral. Éstos, presumiblemente corres­ ponden a objetos semejantes (campos de maíz ) , de modo que una región puede ser cartografiada de forma rápida y fácil usando los datos digitados del satélite.

El balance de radiación terrestre

Imagen infrarroja sobre Brawley, California, comunidad granjera en el Valle Imperial, región agrícola más meridional de este estado. ( Cortesía del Departamento de Análisis del Medio Ambiente H RB-Singer, Inc.)

FIGURA 4.26.

DETECCIÓN EN LA REGIÓN DEL INFRARROJO TÉRMICO La radiación electromagnética es emitida por todos los objetos, pues poseen calor sensible. En el grupo de tem­ peraturas que hallamos sobre la superficie terrestre esta radiación corresponde, en el espectro, a la región del infrarrojo térmico. Ésta se analiza mediante el sistema de sondeo (scanning) . Sin embargo, el detector que absorbe la radiación, que puede ser medida y digitalizada, está fabricado con un tipo de material sensible, más preferi ­ blemente, a la radiación infrarroja que a la luz. Puesto que los objetos calientes emiten más radiación infrarroja que los fríos, el primero aparecerá más brillante en las imágenes del infrarrojo térmico. Observad, también, que los objefos que emiten en la radiación térmica del infra­ rrojo lo hacen proporcionalmente a la cantidad de calor sensible que posean, por lo que las imágenes proceden­ tes de este tipo de radiación pueden realizarse tanto durante el día como durante la noche. Además de la temperatura absoluta del objeto, la inten­ sidad de emisión del infrarrojo depende de una propie­ dad intrínseca al mismo objeto y es conocida b_¡¡j o el nombre de emisividad del infrarrojo. Mientras que los cuerpos negros, citados con anterioridad en este capítu­ lo, son perfectos irradiadores de energía, todas las demás substancias son imperfectas. A un radiador. imperfecto se le denomina cuerpo gris. La emisividad del infrarrojo es la proporción con que emite un cuerpo gris hacia un cuerpo negro a la misma temperatura absoluta; este valor abarca desde uno muy bajo correspondiente a la de u n cuerpo s i n emisión, hasta la unidad ( 100 %) d e un cuer­ po negro. Para la mayor parte de las superficies terrestres la emisividad del i nfrarrojo tiene un valor considerable­ mente alto, 85 a 90 %. Las diferencias en cuanto a emisivi­ dad pueden ser importantes para determinar los modelos seguidos por la imagen infrarroja.

Teledetecdón

en

geografía fisica

IMÁGENES DEL INFRARROJO U n ejemplo de imagen infrarroja obtenida durante la noche es la que se observa en la figura 4.26. Recordemos, mientras se examinan las ilustraciones, que las diferen­ cias de tono provienen de la diversidad de objetos que entran en ella y que se deben a los distintos niveles de emisión de la energía i nfrarroja. La amplia gama de tem­ peraturas es la principal causante; en general, los tonos luminosos indican temperaturas elevadas. En el ejemplo citado, una imagen tomada durante las horas de la madru­ gada (entre las 2 .00 y las 4 .00) , el pavimento y el agua emiten mucha radiación i nfrarroja apareciendo con tona­ lidades claras. Los árboles que bordean las carreteras también aparecen así. Las zonas agrícolas, superficies de suelos húmedos y los edificios, son "fríos", apareciendo con tonos oscuros. La Lámina A.5 muestra una fotografía infrarroja térmica en la que se puede apreciar un vertido de aceite en el canal de Santa Bárbara. La respuesta térmica viene dada por el espesor de esta capa sobre la superficie oceánica.

SISTEMAS DE DETECCIÓN POR RADAR Volvamos de nuevo al método de teledetección en la porción radar del espectro electromagnético (O, 11 00 cm) . Tal como se observa a primera vista, los sistemas de detección activos utilizan pulsaciones de energía emi­ tidas por transmisores instalados en aparatos voladores o espaciales. Un haz de tales impulsos es dirigido hacia la tierra, normalmente con un ángulo de 30 a 60' con rela­ ción al horizonte. Una parte de éste volverá como una señal de eco. La fuerza con que volverá éste dependerá en parte de la naturaleza de la superficie, por ejemplo, una superficie llana puede actuar como un espejo disi­ pando el pulso adelante y hacia atrás del sensor; por ello aparecerán relativamente oscuras en una imagen radar.

73

FIGURA 4.27. Imagen del SLAR sobre un área situada al sur de Venezuela en l a cabecera d e l río Orinoco, l a t . 3 a 4º N . Toda la región está revestida de densa vegetación ecuatorial. Las tierras montañosas del margen izquierdo de la fotografía corresponden a un macizo geosinclinal con residuos de roca sedimentaria. Un sistema de fracturas, con dirección NW-SE, obligan a los pequeños riachuelos a excavar y erosionar el resalte montañoso. En el margen derecho de la fotografía se pueden observar otras alineaciones que i nterseccionan entre sí, l o que puede sugerir una falta de cursos de drenaje importantes. La dimensión horizontal del área fotografiada es de 160 km. ( Cortesía de Goodyear Aerospace Corporation y Aero Service Corporation . )

Una superficie rugosa contendrá bastantes facetas o pro­ yecciones con lo que dispersará parte de la pulsación que ha de volver al sensor, y por ello aparecerá brillante. Un elemento importante es la distancia que existe entre el sensor y la superficie. La distancia afecta a la fuerza con que vuelve la señal, cuanto más lejana está la superficie, más tiempo tardará en volver, más debilitada. Los ele­ mentos electrónicos que se hallan en los sensores radar están diseñados para utilizar estos principios, amplifican­ do las señales, volviéndolas más fuertes cuando llegan tarde, o bien desplegándolas cuando provienen de luga­ res lejanos. Los sistemas de teledetección por radar resultan efica­ ces sobre aparatos de vuelo, o espaciales. El modelo más comúnmente utilizado es el S . L.A.R. ( Side-looking air­ bonne radar) . El sistema SLAR envía sus impulsos a ambos lados del vehículo proporcionando una amplia banda de imágenes a medida que el aparato avanza. Las imágenes SLAR muestran los rasgos del terreno con una gran fidelidad y contrastes (figura 4.27) . Las superficies con inclinaciones próximas a la perpendicular del radar retornarán un eco más fuerte y aparecen, en consecuen­ cia, con tonos más luminosos. Al contrario, las imágenes encaradas de cualquier otro modo al haz del radar, apare­ cerán oscurecidas. El efecto nos proporcionará una sensa­ ción parecida a la de un mapa en relieve utilizando sombreado plástico (véase Apéndice I I I ) . Los diferentes tipos de superficies como bosques, campos de cultivo, paisajes abiertos, pueden ser identificados por variacio­ nes en cuanto al tono y tipo de imagen que se recibe.

74

FIGURA 4.28. Trayectoria terrestre de u n satélite sincrónico solar. En el período comprendido entre el 1 de marzo y el 1 de mayo la órbita se ha trasladado en dirección este 60º con respecto a las coordenadas espaciales. ( Copyright 1971 por A . N . Strahler.)

El balance de radiación terrestre

SATÉLITES ARTIFICIALES DE ÓRBITA TERRESTRE Solamente desde el advenimiento de los satélites de órbita terrestre la teledetección interviene como rama mayor de la investigación geográfica, yendo más allá de las limitaciones impuestas por la fotografía aérea conven­ cional. Una de las razones de su desarrollo ha sido ya mencionada: el hecho de que la mayoría de los satélites con sensores remotos proveen de imágenes digitalizadas que pueden ser procesadas y contrastadas a través de computadoras. La otra razón es la facilidad que tiene para controlar estrechamente toda la superficie terrestre. Para la determinación de la órbita que ha de seguir, se tienen en cuenta dos factores. Primero, debe permitir la toma de imágenes, tantas como sea posible, del globo. Segundo, el plano de la órbita escogida deberá ser fija con respecto al sol, lo que garantizará que la iluminación solar de la tierra, bajo la observación del satélite, perma­ nezca constante en dirección e intensidad. La ú nica órbi­ ta que permite al satélite realizar imágenes de la totali­ dad del globo es la órbita polar, la cual pasa por encima de ambos polos. Sin embargo, una circulación perfecta­ mente polar significaría que el plano del movimiento del satélite está fijo con respecto a las estrellas pero no con relación al sol, por lo que las condiciones de iluminación variarían según la estación del año. La solución estriba en el establecimiento de una órbita sincrónica solar, tal como se indica en la figura 4 .28. El plano de ésta forma un ángulo de 80' con respecto el plano ecuatorial y la trayectoria del satélite es tangente a los paralelos 80' N y 80' S. De esta forma el impulso rotativo ejercido por la curvatura ecuatorial de la tierra sobre el movimiento del satélite, es suficiente como para trasladar la órbita hacia el oeste en una proporción pareja al cambio de ángulo entre el sol y las estrellas. Por eso, el satélite pasará sobre un mismo punto a la misma hora del día, no importando la estación del año. En Ja figura 4 .28, el satélite completa 1 2 ,6 órbitas alre­ dedor de la tierra por día solar de 24 h, lo cual significa que una sola se realizará en 1 h 54' ( 1 1 4 min) . Durante este tiempo, el planeta gira sobre sí mismo a una razón de 4' por minuto y por ello el ingenio espacial cruzará el Ecuador a los 28,5' de longitud de su anterior cruce y hacia el este. La distancia entre dos cruces seguidos sobre el Ecuador es de 3 . 1 67 km. Por todo ello, en un día el satélite puede recoger imágenes de unas 13 franjas de una anchura de cerca de 3.000 km cada una en el Ecua­ dor.

EL PROGRAMA LANDSAT Un paso mayor en el campo de Ja teledetección fue llevado a cabo por el National Aeronautics and Space Administration (NASA) en julio de 1972 con el lanza­ miento del primero de los satélites de observación terres­ tre, conocidos como Landsats. Desde entonces, han sido lanzados cinco más. Los tres primeros, conocidos bajo el nombre Landsat 1, 2, 3, transportaron la tecnología MSS anteriormente explicada. Los dos posteriores, Landsat 4 y 5, incorporaron instrumental TM. Está planeado el lan­ zamiento de dos Landsat más (6 y 7) que continuarían con el programa en años próximos. Las órbitas de estos ingenios son de dos tipos diferentes. Los tres primeros fueron colocados en una órbita sincrónica solar a una

Teledetecctón

en

geografía física

altura de 9 1 7 km y con un período de 1 h 4 3 ' . Ésta fue diseñada para ser repetida cada 1 8 días permitiendo Ja toma de imágenes de una misma localidad cada dos semanas y media. Con dos satélites operando simultánea­ mente, el intervalo s e redujo a 9 días. Los instrumentales MSS recogen una franja de 185 km de amplitud, con un 1 4 % de solapamiento entre ellas en el Ecuador. Este solapamiento se incrementa con Ja latitud a medida que las trayectorias orbitales se aproximan a los 80' . La órbita de los satélites Landsat 4 y 5 cargados con tecnología TM y MSS es algo más baja: 705 km. El período de repetición es algo menor: 16 días . La órbita para este tipo de satélites requiere un descen­ so por Ja porción diurna del globo entre las 9.00 h y las 10.00 h hora local. Este período se debe a dos razones. En primer lugar, el sol no ha alcanzado su cenit, con Jo que arroja grandes sombras que enfatizan los rasgos del relieve, por lo que se obtiene una imagen tridimensional en apariencia, y ayuda a realizar una interpretación geo­ lógica. En segundo lugar, a esta hora de la mañana, Ja cobertura nubosa formada por conve.::ción debido al desi­ gual caldeamiento de Ja superficie terrestre, no ha co­ menzado, normalmente, a desarrollarse, con lo que las imágenes obtenidas suelen tener pocas nubes.

RECEPCIÓN Y ALMACENAMIENTO DE LAS IMÁGENES DEL LANDSAT Las imágenes realizadas por la tecnología MSS y TM son digitalizadas por medios electrónicos a bordo del satéli­ te . En el caso del MSS, los valores se transmiten por radio a las estaciones de recepción que operan en E E . U U . , Canadá, Brasil, China, Italia, Japón, India y Australia. Los Landsat 1 , 2 y 3 incorporaban a bordo cintas magnetofóni­ cas que almacenaban las imágenes procedentes del MSS, cuando se pusieran fuera del alcance de las estaciones receptoras. Debido a que las imágenes producidas por TM son más detalladas y además recogen Ja información en siete bandas, en comparación con las cuatro del MSS, se obtienen muchos más valores digitales, por lo que Ja transmisión de esta i nformación requerirá un alto grado de sofisticación en cuanto a la radiotransmisión y en cuanto a los equipos de recepción. Por todo ello los resultados del TM son retransmitidos a través de Ja red de satélites de comunicaciones geoestacionarios de Ja NASA, la cual está preparada para cap,tar y manejar los datos que les procura este tipo de instrumental, y esta tarea la realizan tan bien como Jos datos generados por Jos vuelos de la Lanzadera Espacial. Una vez retransmiti­ das, las señales de radio son emitidas a una estación de recepción en White Sands (Nuevo México) las cuales se vuelven a transmitir mediante satélites de comunicación convencionales hacia Goddard Space Flight Center, en Maryland, donde se procesan los datos en formato legible por computadora. Éstos son archivados en el Centro de Datos EROS en Sioux Falls (Dakota del Sur) . Los usuarios pueden entonces disponer de datos digitalizados directa­ mente, o bien pueden obtenerlos en formatos fotográ­ ficos. Bajo contrato con el Gobierno de E E . U U . , los datos del Landsat son distribuidos por Eosat Corporation, una so­ ciedad especial formada por Hughes Aircraft and RCA en 1 985, para ponerlos a Ja venta. El contrato requiere por parte de Eosat Ja construcción y lanzamiento de dos satélites más de la serie Landsat: 6 y 7. Ambos incluirán

75

material TM y MSS con orden de proporcionar continui­ dad a los datos hasta 1 990. Además, otros nuevos inge­ nios se podrán instalar en ellos.

SATÉLITES SPOT Aunque durante el pasado la NASA ha dominado el cam­ po de los satélites de observación terrestre, otras nacio­ nes han concebido y lanzan nuevos satélites. Uno de los primeros países es Francia, con su satélite SPOT (un acróstico de las palabras francesas Systeme A:obatoire d' Observation de la Terre) lanzado el 1 de febrero de 1 986. Este satélite opera de dos maneras diferentes. Pue­ de realizar imágenes en tres bandas espectrales (verde, rojo y el infrarrojo próximo) con una resolución de 20 m, o en una única banda pancromática ancha con una reso1 ución de 10 m. La Lámina B.6 muestra una imagen en color del SPOT, del puerto de Nueva York. La resolución y el color son suficientes para revelarnos una infinidad de detalles, incluso la red viaria y bastantes edificios ·e n particular. Se pueden incluso distinguir barcos con sus respectivas estelas. El SPOT puede orientarse también, esto es, puede observar a ambos lados, por lo que puede recoger imáge­ nes no estrictamente por debajo suyo. Este hecho permi­ te la realización de representaciones por satélite de la misma área, con el vuelo de uno o dos días de intervalo, en vez de los 16 o 18 en el caso de los Landsat. Natural­ mente pueden ser recogidas imágenes desde diferentes ángulos (desde diferentes posiciones en el cielo) . Lo que puede constituirse en ventaja si las ilustraciones se utili­ zan como par estereoscópico, en cuyo caso se puede producir una imagen completa desde el espacio. A ex­ cepción de algunos experimentos con cámaras espacia­ les, esta serie es la primera capaz de producir reproduc­ ciones estereoscópicas desde el espacio.

DETECCIÓN A TRAVÉS DE RADAR EN EL ESPACIO El programa de observación terrestre de la NASA incluye también un número de misiones por radar. En 1978, el Seasat, el primer satélite de la NASA dedicado a observa­ ciones oceánicas fue lanzado al espacio. El equipamiento instrumental constaba de cinco sensores diferentes, uno de los cuales fue el sistema de radar L-band (con una longitud de onda de 23 cm) diseñado para la medición de alturas de olas. Aunque su funcionamiento no se prolongó más allá de tres meses, el sistema envió prove­ chosas imágenes de radar de la superficie terrestre. Sin embargo, el diseño que permitía efectuar observaciones de costado con un ángulo medio de 23,6º por debajo del plano horizontal, no se ajustaba bien para un examen terrestre. Para pequeños ángulos, parte de la superficie se oculta a una exploración, o bien no se recogen de buena manera los terrenos montañosos. De esta manera, la NASA lanzó un sistema sensor parecido al anterior (SI R-A, Shuttle Imaging Radar-A) en uno de los prime­ ros vuelos experimentales de la Lanzadera Espacial, en noviembre de 198 1 . Al contrario del Seasat, el S IR-A puede obtener imágenes de costado con un ángulo de so·. Aunque los datos recopilados correspondan tan sólo a ocho horas sobre dos días y medio de vuelo, fueron de un inestimable valor.

76

La Lámina A.7 es una imagen en la que se combinan los datos del Seasat con los del SI R-A. En ellas los resultados del segundo son utilizadas para obtener el color, mien­ tras que los del primero sirven para modular su intensi­ dad. El bajo ángulo de incidencia del Seasat acentúa vivamente el contraste. Las variaciones de color produci­ das por el SI R-A revelan las diferencias existentes en cuanto a los tipos de roca subyacentes y que no son visibles por el primero. En 1 984 la NASA envió al espacio el SIR-B, con un instrumental semejante, en otro vuelo de la Lanzadera. Con una variedad en cuanto a ángulos de visión se obtuvieron resultados más preciados. La NASA planea nuevos vuelos adicionales de SIR para mi­ siones futuras de la Lanzadera Espacial.

IMÁGENES DEL AVHRR Un instrumental relativamente nuevo de detección que la NOAA ha desarrollado para sus satélites de órbita polar es la Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) . Provee de imágenes digitalizadas en cinco bandas, en la visible, regiones próxima y media del infrarrojo y en el infrarrojo térmico. Aunque las imágenes poseen un vasto poder de resolución ( 4 km x 4 km) se obtienen diaria­ mente hacia las 1 4 .30 h . El sistema AVH RR e s particularmente útil para el con­ trol de la vegetación del globo. En este proceso se utili­ zan los reflejos en las bandas roja y próxima del infrarro­ jo. Un problema suscitado viene dado por la hora de recogida de la imagen, y es la de que a esta hora del día, las nubes, localmente, pueden ser abundantes. Para re­ solver este problema se combina mediante computadora una serie de una semana de imágenes, de manera que se obtiene una imagen compuesta que presenta el desarro­ llo vegetal de este período, sobre toda la superficie te­ rrestre ocupada por el reino vegetal y como si el cielo hubiese estado completamente despejado de nubes. La Lámina A.8 presenta cuatro mapas globales, deriva­ dos del AVHRR en 1 982. Los valores expuestos son tam­ bién combinación de datos semanales sobre un período de cinco semanas, con lo que se puede creer, aproxima­ damente, que cada uno de ellos ha sido obtenido de un período libre de nubes sobre cualquier lugar durante todo ese tiempo. En este tipo de mapas los valores bri­ llantes están dispuestos como colores que comprenden desde el marrón hasta el amarillo (bajo brillo) pasando por el verde, rojo, blanco y matices del violeta (alto brillo) . En el procesado por computadora que se utiliza, los valores brillantes indican i mportante cobertura vege­ tal. Es manifiesto, en latitudes medias, el ciclo estacional. De abril a mayo la vegetación está bien desarrollada en el S . E . de E E . U U . , este de China, y en Europa, tan sólo España, Francia y las Islas Británicas. De junio a julio, la ola de verdor se extiende hacia el este de Norteamérica y penetra profundamente en Europa Central y el N.E. de Asia. Entre septiembre y octubre el desarrollo vegetal se abre hacia el norte de Canadá, norte de Alaska y Siberia, y comienza a marchitarse algo. En diciembre y enero, las franjas continentales este y oeste de Norteamérica, Asia y Europa permanecen verdes. Naturalmente la situación en Sudamérica, Sudáfrica y Australia es a la inversa. Se obser­ va, además, que los bosques húmedos de la zona ecuato­ rial de Brasil, África Central y Malasia permanecen bien cubiertos a pesar de sus variaciones estacionales. En Asia

El balance de radiación terrestre

monzónica también se observa de buena manera, y sobre el subcontinente indio, especialmente se pueden con­ templar los cambios estacionales de vegetación. La composición de imágenes de este tipo, semanal y mensual, puede ser particularmente útil para el con­ trol del rigor y la aridez de la zona saheliana. Científicos de la NASA y la NOAA y las Naciones Unidas están trabajando en las vías de utilización de los datos aporta­ qios por el AVH RR, tanto en el control de la aridez como en la planificación de la ayuda.

TELEDETECCION DE ALTA RESOLUCIÓN ESPECTRAL Una de las ideas nuevas m2s excitantes, en relación con los instrumentos que la NASA está continuamente desa­ rrollando, consiste en la teledetección de alta resolución espectral. En ella, son reproducidas, un gran número de bandas espectrales estrechas de manera que donde el Landsat MSS recogía de una vez una banda espectral entre 0,8 y 1, 1 micrómetros, un instrumento de alta reso­ lución espectral podría recoger hasta 30 bandas. En un ingenio construido para aparatos voladores se utilizan reproducciones de 224 bandas espectrales simultánea­ mente en las regiones del espectro que comprenden desde 0,4 a 2,4 micras. ¿ Por qué son una ventaja tantas bandas? Lo son porque permiten la identificación de signaturas de absorción específicas de importantes mine· rales que pueden indicar la composición de las rocas, o la presencia de ciertos tipos de filones. Añadiendo sus virtudes en la aplicación geológica, la teledetección remota de alta resolución espectral se pue­ de usar también para detectar sutiles cambios de vegeta­ ción por la acción, por ejemplo, de lluvia ácida o nubes o humos contaminantes, siendo posible también la identifi­ cación de algunas especies vegetales. Más aún, la habili· dad para seleccionar unas pocas bandas puede ayudar a los científicos que estudian la superficie terrestre o la atmósfera a cualquier otro propósito, siendo, de esta

Teledetección en geografía física

manera, que esta nueva técnica se convierta en algo muy importante para el estudio de la superficie terrestre des· de el espacio.

FUTUROS SISTEMAS DE SATÉLITES A medida que la década de los ochenta toca a su fin, otros países se agregarán a E E . U U . y a Francia en el desarrollo de tecnología de teledetección por satélite. Por ejemplo, el Japón ha planeado los Satélites de Observación Mari · na, y los Satélites de Recursos terrestres, para ser lanza­ dos al espacio para antes de 1990, siendo posible tam­ bién un satélite de observación terrestre . La Agencia Espacial Europea (AE E ) ha planeado también, para antes de esa fecha, dos lanzamientos: ERS-1 (ESA Resource Satellite - 1 ) y el AERS (Advanced ESA Resource Satelli­ te) . También para el lanzamiento en la próxima década, está el primero de la serie Radarsat de Canadá, diseñado para el control de las condiciones de hielo en latitudes y mares polares. La agencia brasileña del espacio, en cola­ boración con la NASA, tiene planes para la construcción de un scanner multiespectral para volar en la Lanzadera Espacial, en una órbita tropical de baja inclinación, la cual recogería imágenes sobre las regiones tropicales a diferentes horas del día, esperando la toma de vistas sin cobertura nubosa posible. China, India y Noruega podrán también diseñar y lanzar sus propios satélites en la próxi­ ma década. Añadiendo al programa Landsat y la serie de vuelos de la Lanzadera con nuevo instrumental de percepción a bordo, la NASA está diseñando el EOS (Earth Observing System) que se situará con órbita polar a mediados de los noventa como parte de una estación espacial. Está conce· bido como una o dos plataformas libres de vuelo con muchos y diferentes instrumentos de reproducción y son· deo . Éstas estarán al alcance a través de las Lanzaderas Espaciales, de forma que los astronautas podrán reparar o reemplazar instrumentos estropeados, así como añadir otros nuevos en sus aparatos espaciales.

77

CAPÍTULO

5

Calentaniiento y enfrianiiento en la superficie terrestre

Para el geógrafo físico, conocer las temperaturas tanto del aire como de la capa edáfica constituye un dato de la mayor importancia. La temperatura es una medida de la energía calorífica que se puede obtener en cualquiera de los dos medios anteriormente citados. Los organismos responden directamente a los cambios, calentamiento o enfriamiento del medio que les rodea. Denominaremos a este factor temperatura del medio. En el estudio del balance de radiación del capítulo anterior, se demuestra que la temperatura cambia como resultado de una pérdida o ganancia de energía, por su absorción o emisión. Cuando una substancia absorbe energía su temperatura superficial aumenta. Este proceso representa la transformación de energía radiante a ener­ gía en forma de calor sensible, que es la propiedad física mensurable por termómetro. El calor puede entrar o salir de un cuerpo por dos mecanismos, por conducción, o bien en forma de calor latente a través de la evaporación. Muchos de los procesos bioquímicos que se realizan dentro de los organismos, al igual que como sucede en la mayoría de las reacciones de la química inorgánica, se intensifican por un incremento de la temperatura de la solución dentro de la cual estas reacciones se llevan a cabo. Un frío riguroso, el cual es simplemente la carencia de energía calórica dentro de la materia, puede reducir en gran medida e incluso paralizar completamente tanto las reacciones bioquímicas como las inorgánicas. Esta es la causa de porqué el ingrediente vital del medio, el calor -calor en el aire, en el agua y en el suelo- se ha de entender en su totalidad. La temperatura del medio es, seguramente, una parte importante en el medio ambiente físico del hombre. Estamos familiarizados con los ciclos naturales de cam­ bios de temperaturas. Hay un ritmo diario de aumento y descenso de las temperaturas, parecido al ritmo estacio­ nal. Hay también unas variaciones en los valores medios de las temperaturas desde las latitudes ecuatoriales hasta las polares, y de las superficies continentales a las océani­ cas. Estos cambios exigen que tanto las capas bajas de la atmósfera como las superficies terrestres y marítimas reci­ ban y liberen calor en los ciclos diarios y estacionales. Es necesaria, también, la existencia de grandes diferencias

78

en las cantidades de calor que se reciban o liberen anual­ mente, entre las bajas y las altas latitudes. Los ciclos de temperaturas, diarias y estacionales, y la influencia de la latitud en ellas, serán los temas a tratar en este capítulo. Medición de las temperaturas del aire

La temperatura del aire es uno de los aspectos más comu­ nes de la información climática que oímos y leemos diariamente a través de los medios de comunicación. En los Estados Unidos, la información proviene de los obser­ vatorios del Servicio Nacional del Tiempo, cuyos datos se toman siguiendo un proceso cuidadosamente unificado. Los termómetros se encuentran protegidos tal como se observa en la figura 5.1. Esta protección resguarda los

FIGURA 5.1. Cobertizo para termómetros usado corrientemente. A su izquierda un pluviómetro (Servicio Nacional del Tiempo) .

Calentamiento y enfriamiento en la supe7jide terrestre

ºF

ºC

40 30 20 10

o

100



-10 '--��� 50 40

� m

.

l�

·

Yuma, Arizona

-10�

80 60 40 20

100

w

00

40 20

FIGURA 5.2. El termógrafo realiza un registro continuo de ascenso y descenso de las temperaturas del aire para un período de una semana.

instrumentos de la luz solar, pero permite la libre circula­ ción del aire, para un mayor contacto con los termóme­ tros, a través de un juego de tablillas. Los instrumentos están colocados entre 1,2 y 1,8 m sobre la superficie del suelo, facilitando su lectura. En muchos observatorios solamente se registran las temperaturas más altas y las más bajas, por lo que a veces se utiliza tan sólo un termómetro de máximas y míni­ mas. Este aparato consta de dos termómetros, uno que muestra el registro más alto, y otro que recoge el más bajo. Otro aparato que facilita el trabajo es el termómetro registrador (termógrafo) el cual presenta un registro con­ tinuo de las temperaturas del día (termograma) sobre papel milimetrado dispuesto sobre un cilindro de movi­ miento de rotación lento. La figura 5.2 muestra los trazos típicos correspondientes a varios días de registro. Cuando las temperaturas máxima y mínima de un día dado son sumadas y divididas entre dos, obtenemos la temperatura media diaria. Las temperaturas medias dia­ rias, a lo largo de un mes, una vez realizado el promedio nos da la temperatura media mensual. Haciendo el pro­ medio de las medias diarias o mensuales, durante un año, nos resulta la temperatura media anual. Normalmente cales promedios son recopilaciones de registros efectua­ dos durante años de observación, los cuales son utiliza­ dos para la descripción del clima del observatorio y su área circundante. En todos los países del mundo, a excepción de los Estados Unidos, se utiliza la escala Celsius ( C) de tempe­ ratura. En ella, los o·c corresponden al punto de congela­ ción del agua, y los 100 ·e a su punto de ebullición; es la escala utilizada en Física, Química y Meteorología. En EE.UU. se utiliza la escala Fahrenheit (F), donde el punto de ebullición del agua es de 212ºF y su puoco de congelación son 32ºF (figura 5.3).

F

FIGURA 5.3.

=

Ciclos diarios de insolación, radiación neta

y temperatura del aire

Puesto que la tierra gira sobre su eje, la insolación y radiación neta sufren unos ciclos diarios de cambio. És­ tos producen otro ciclo de aumento o descenso de tem­ peraturas con los cuales estamos familiarizado!'. Examina­ remos ahora los ciclos de cada uno de los tres elementos citados para determinar su relación. Las gráficas de la figura 5.4 muestran las curvas de insolación, radiación neta y las temperaturas del aire diarias, de forma generali­ zada,· para un observatorio de latitud entre 40 y 45" N situado en el interior de Estados Unidos. La gráfica A nos muestra la insolación (ly/min). Duran­ te los equinoccios, la insolación comienza en una hora próxima al amanecer (6 h, hora local), se eleva hasta un valor máximo durante el mediodía, y declina hasta cero al atardecer (18 h). En el solsticio de junio, la insolación comienza dos horas más temprano ( 4 h) y finaliza más tarde (20 h). El máximo en este mes es mayor que en los equinoccios, y el total de insolación durante el día es mucho mayor, también. La intensidad máxima y la insola­ ción diaria total se reducen enormemente en invierno. La insolación, incluyendo tanto la de los rayos solares como la radiación de onda corta procedente del espacio, se puede medir de forma continua mediante el piranó­ metro (figura 5.5). Unas células sensoras colocadas en el interior de una esfera de cristal reciben radiación proce­ dente de todo el hemisferio celeste. Este aparato es de uso común en los observatorios. La gráfica B de la figura 5.4 corresponde a la radiación neta en las mismas unidades que en el caso anterior. Ésta alcanza valores positivos (excedente) poco después del amanecer elevándose de forma brusca hasta el mediodía, que presenta un máximo. A la caída de la tarde, poco después de la puesta de sol, se obtienen valores de cero, alcanzándose más tarde valores negativos (déficit). Éstos se presentan de forma continua durante todas las horas de oscuridad. En el solsticio de junio, el excedente de radiación comienza más temprano que durante los equi­ noccios, generando un excedente diario mayor. Durante el solsticio de diciembre el período con valores positivos es menor, por lo que su excedente también será así. En esta época, a causa de que el déficit del período nocturno es mayor, sobrepasa el excedente, por lo que la radiación neta diaria será una pequeña cantidad negativa (más ade­ lante investigaremos el ciclo anual de radiación neta). La gráfica C de la figura 5.4 refleja el promedio del ciclo diario de temperatura. El valor mínimo diario se obtiene poco después del amanecer, correspondiendo al inicio del excedente de radiación. El calor fluye hacia arriba, desde la superficie del suelo, calentando las capas bajas de aire. La temperatura se eleva bruscamente duran-

% C +32

Comparación entre las escalas de temperaturas Celsius y Fahrenheit.

Ciclos diarios de insolación, radiación neta y temperatura del aire

79

1.HInsolación 1,0 ly/min 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,0 L M 1,0 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1

O,O

A

2

4

4

6

8

10

M

Radiación neta ly/min

-

8

Déf.ICI·t

-0 1 -0:2--4 M 2 30 25.

·e

6

6

8

4

6

8

10

M 80

Solsticio 21 de junio

20

FIGURA 5.5. El piranómetro es un instrumento que mide Ja intensidad de radiación solar y la del espacio. (Cortesía de Weather Measure Corporation, Sacramento, California.)

70

15 ........_ _•.

60

10

50

Min.

.....___ 5 �in.

40

o -::---- .

� 22 -10 M

. 30

Min. Solsticio de diciembre

-5 -

i

2

4

1

6

l



8

ºF

20 1

10 Medio 2 día

. 10 4

6

8

10

M

FIGURA 5.4. Gráficas ideales de Jos ciclos diarios de insolación, radiación neta y temperatura del aire para un observatorio situado en latitud media y en el interior de los Estados Unidos.

te la mañana, y continua aumentando después de que se haya alcanzado el máximo de radiación neta. Deberíamos esperar, de hecho, que la temperatura ascendiese tanto como el excedente de radiación, y entonces, poco antes del atardecer, obtendríamos un máximo de temperatura. Sin embargo, después del mediodía se pone en funciona­ miento otro proceso: mediante remolinos se mezclan las capas bajas de aire distribuyendo hacia capas superiores el calor sensible, compensándose la subida de las tempe­ raturas y atrasando el máximo térmico hasta las 15 h (el máximo térmico diario varía, según las condiciones cli­ máticas locales, entre las 14 y las 16 h). Durante la puesta de sol, la temperatura del aire baja rápidamente, y conti­ núa decreciendo, pero con menor grado, durante el resto de la noche. En latitudes altas y medias, se dan fuertes contrastes estacionales en lo que se refiere a la gráfica de las temperaturas del aire, con un despliegue positivo con las cálidas temperaturas de verano y en sentido inverso con las temperaturas invernales. Todo ello se constituye en un ciclo anual de temperaturas, el cual será examina­ do posteriormente. En este punto se debería observar que durante el solsticio de verano, la hora en que obtene­ mos un mínimo térmico ocurre con dos horas aproxima-

80

damente de antelación con respecto al mismo fenómeno durante los equinoccios. La hora de máxima temperatura diaria no resulta muy afectada por el ciclo estacional. Para simplificar, en la gráfica C de la figura 5.4 el máximo lo hemos localizado a las 15 h a lo largo del año. Radiación solar y temperaturas del aire en altas latitudes

El rápido decrecimiento de la densidad de la atmósfera con el incremento de altura, trae consigo mayores cam­ bios en el medio, referentes a la radiación y al calor a nivel de la superficie terrestre. Recordemos que en el capítulo 3, en la figura 3.5, la presión disminuía cerca de 1/13 de sí misma, cada 275 m ascendidos. Así, a los 4.600 m -altura semejante a la de las cimas de las cordilleras occidentales de los Estados Unidos- la presión es tan sólo de 570 mb, es decir, aproximadamente algo más de la mitad de su valor a nivel del mar. Las medidas de radiación solar a una altura entre 3.600 y 4.300 m, tomadas en zonas próximas a las cumbres situadas en la región desértica en una línea que separaría los estados de California y Nevada, muestran unos valores máximos, durante el mediodía, de 2,0 ly/min bajo unas condiciones de cielos despejados. Comparemos éste, con un máximo de 0,7 ly/min valor típico para un observato­ rio situado a nivel del mar, en latitudes medias y con un clima húmedo. En la localización montañosa, el máximo de radiación neta para todo tipo de ondas es aproximada­ mente de 1,6 ly/min, un valor tres veces superior al obtenido a nivel del mar. Naturalmente en los datos de este último se incluyen días con cielo nuboso como también con cielo despejado, mientras que en la montaña las mediciones adquiridas corresponden tan sólo, a cie­ los despejados. No obstante, la gran intensidad día-hora de la radiación que entra, así como la que se pierde, para elevadas alturas, es considerable. El incremento de radia­ ción solar que entra en estos lugares tiene unas hondas consecuencias sobre las temperaturas del aire y las del suelo. Las superficies expuestas a la luz solar se calientan rápida e intensamente; las superficies umbrías se enfrían Calentamiento y enfriamiento en la superficie terrestre

m 5000

4000

3000

2000

1000 o

'l

c_ o =vvi�cóco_i .;.; ---;:. .; :;. . ::. ;. ,.;: g j � -=�-Arequip�--'ª

-- �-= ya�------La Jo� -�--- ·Moll¡n� --�

_

_ _

__

o o o oo

��s 1o o

5 000

---�- -------------�--o

FIGURA 5.6. Temperaturas máximas y mínimas diarias para observatorios de montaña en Perú, latitud 15º S. Los datos. La constancia del período de observación está recogida en los primeros 15 días de julio para todos ellos (datos procedentes de Mark Jefferson)_

de forma rápida, también, y rigurosamente. De ello pode­ mos concluir la celeridad en cuanto el calentamiento del aire durante el día y la celeridad de su enfriamiento durante la noche en puntos situados en alta montaña. Este efecto producido por la altitud, se muestra claramen­ te en el aumento de la amplitud térmica diaria, la cual se puede leer de izquierda a derecha en la figura 5.6. El contraste entre superficies de solana con las de umbría, se refleja de forma notable en las grandes alturas. Se ha podido calcular una diferencia que oscila entre 22 a 28º C en las temperaturas de objetos situadas en una o en otra vertiente. La figura 5.6 ilustra también cómo las temperaturas medias mensuales decrecen con el incremento de altura. Se ha utilizado un mismo período quincenal, del mes de julio, para todas las estaciones. Para un ascenso total, desde el nivel del mar, de 4.380 m, la media de la temperatura del aire disminuye cerca de 17° C. Ciclo diario de la temperatura del suelo

El ciclo diario de la temperatura del aire puede estar estrechamente relacionado con la temperatura de la su­ perficie terrestre, tal como refleja la figura 5.7. Bajo la acción directa de los rayos solares, un suelo desnudo o pavimento, se calienta a unas temperaturas superiores que las que se podrían leer en un termómetro protegido. Por la noche, se enfrían, también, mucho más que el termómetro colocado dentro de la protección. Estos efec­ tos son significativamente menores en un suelo que dis­ pone de una cobertura vegetal donde los suelos están sombreados y mantienen su humedad. En el suelo desér­ tico, y sobre los pavimentos de las calles de una ciudad, las temperaturas que se alcanzan son extremas. Las temperaturas del suelo desempeñan un papel im­ portante en los ritmos estacionales de la fisiología de las plantas y en la actividad biológica general del suelo. Los edafólogos, científicos del suelo, consideran este ele­ mento como un factor fundamental en la determinación de sus propiedades. Tal como sugiere la figura 5.7, el Inversión de temperaturas y heladas

ciclo diario de temperaturas del suelo mostraría una ma­ yor variación en superficie, mientras que disminuiría esta oscilación gradualmente a medida que profundizásemos. Inversión de temperaturas y heladas

En las noches con cielo despejado y aire encalmado, la superficie terrestre irradia energía de onda larga hacia la capa atmosférica adyacente. Tal como hemos explica­ do anteriormente, cuando la temperatura del suelo decae rápidamente, la capa de aire en contacto con ella lo hace también. Cuando la temperatura aumenta, en vez de dis­ minuir, con la altura, como la figura 5.8 muestra, la gráfica del gradiente vertical del medio sesga hacia la izquierda, como una "J". En el ejemplo, la temperatura del aire en la superficie, punto A, es de -1 · C. Este valor corresponde también para el punto B, a 750 m por en· cima. A medida que nos elevamos desde el nivel del suelo, la temperatura cada vez es más cálida hasta los 300 m, donde la curva inflexiona y sigue el gradiente vertical normal del medio. La parte inferior de la gráfica, que sigue un gradiente invertido al normal, se le denomina inversión térmica a bajo nivel. En el caso expuesto, la temperatura de la capa más inferior de aire ha disminuido por debajo del punto de congelación, o· C. Para las plantas sensibles constituye la muerte por congelación si ocurre durante el período de crecimiento. Las heladas se pueden evitar, por ejem­ plo, en el crecimiento de los cítricos, poniendo en fun­ cionamiento el aire en circulación que mezclaría el aire frío con el cálido adyacente. Un método consiste en la utilización de calefactores por petróleo; otro se basa en el uso de grandes y potentes ventiladores que harían circu­ lar el aire. La inversión térmica en bajos niveles se puede formar sobre coberturas de nieve en invierno. Las inversiones de este tipo son importantes y a menudo se extienden a unos pocos centenares de metros de aire.

81

11 m

36 pies

Altura:

8 pies

5h

4 pies

m

8 h

2,4

Hora local

1 -1,2

Altura de la base de la protección según normas del-USNB

2 pies

1 pie

0,6 cm

0,3

6 pulg.

15

o

o

cm

2 pulg. 6 pulg. 14 pulg.

5 15

80

85

90

30

105

100

95

40

35

110

115 45

120 50ºC

Temperatura

Temperaturas del aire y del suelo a diferentes niveles sobre y bajo la superficie terrestre durante el día y la noche. Los datos son promedios de julio y agosto durante un único verano. La altura sigue una escala de raíz cuadrática. (Datos procedentes de Quartermaster Research and Development Branch, U.S. Army. Dibujo según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 4.18. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 5.7.

Ciclo anual de temperaturas 24

26

m

28

30

32

34

36

42

40

38

44ºF

1000

3000 pies

800

Aire frío

600 400 200

'"��''"

o -5 -4

-3

FIGURA 5.8.

82

l

-2

'

-1

o

\

'

2

'

'

'

2000

1000

Aire cálido '

\

3

'

\

Temperatura del aire

Aire frío

4

5

6

ºC

I nversión térmica a bajo nivel o terrestre.

o

En su circunvolución alrededor del sol, la inclinación del eje terrestre provoca un ciclo anual en cuanto a la intensi­ dad de insolación, descrita en el capítulo 4. Éste es perceptible en el período de radiación neta, que genera un ciclo anual de temperaturas diarias y mensuales, pro­ duciéndose las diferentes estaciones climáticas. La figura 5.9 muestra un ciclo anual de radiación neta para cuatro observatorios situados desde el Ecuador hasta el Círculo Polar Ártico. La figura 5. 10 ilustra las tempera­ turas medias mensuales para estas mismas estaciones. Comenzando por Manaus, ciudad situada en el río Ama­ zonas en Brasil, comparemos la gráfica de radiación neta con la de la temperatura del aire. En Manaus, cerca del Ecuador, la radiación neta refleja un gran excedente mensual; el promedio de remanente está próxiijlo a los 200 !y/día, pero hay dos máximos secundarios que coin­ ciden, poco más o menos, con los equinoccios, cuando el sol está próximo a la vertical. Una mirada a la gráfica de las temperaturas nos muestra una uniforme monotonei­ dad, con un término medio de 27° C anual. La oscilación térmica anual, o la diferencia entre las temperaturas medias mensuales más altas y las más bajas, es tan sólo de l,T C; en otras palabras, un mes es similar al siguiente, Calentamiento y enfriamiento en la supet:ficie terrestre

.!11

� -





i e:

o::

300 200 lOO

¡:::�

,,.x

-100

/;

/ "'J/J.. •

_.

X

0

+ Excede

O

r

!A�·"'°i'\""""x-x-_

..-x¡• -x,,.cx í/ -

:' -11.:::�-"' Déficit

E

F

M

l:I'

0 _.. o

X

"'-.. x - x

o

62º 54• 24• 3º

N N N S

31.5 35 65 73

A

M

A

'

' \\

Total -. anual Kly/año

Loca l idad

_ Yakutsk Hamburg Aswan Manaus

"'x '"'



� "- ... .

' ..._ o......... :t.'-.;•--o'

S

O

N

D

FIGURA 5.9. Radiación neta para cuatro observatorios dispuestos entre la zona ecuatorial y la zona ártica (datos cedidos por cortesía de David H. Miller) . ºF 100

·e 35

90

Viajemos por último hasta Yakutsk, Siberia, situado a una latitud de 62º N. Durante Jos largos y oscuros invier­ nos existe un déficit energético; dura cerca de seis me­ ses. A lo largo de este período las temperaturas del aire decaen hasta unos niveles muy bajos. Para los tres meses de invierno, la temperatura media mensual se encuentra entre los -35º C y los -45" C. Yakutsk es uno de los puntos más fríos de la tierra. En verano, cuando la luz diurna dura casi 24 horas, el excedente de energía sube hasta un punto máximo, alcanzando los 300 !y/día, un valor más alto que para las otras tres estaciones. Como resultado, las temperaturas del aire muestran en general una gran oscilación, alcanzándose en los meses de vera­ no valores superiores a los 13 ºC. En julio la temperatura es semejante a la de Hamburgo. La amplitud térmica anual en Yakutsk es enorme -más de 61 • C-. No existe otra región en la tierra, excepto el Polo Sur, que tenga una oscilación anual tan alta. La amplitud térmica anual es grande también en los desiertos interiores de las zonas subtropicales, a caballo entre los Trópicos de Cáncer y Capricornio. La figura 5.11 ilustra las temperaturas mensuales del aire en una esta­ ción de Argelia, en el corazón del desierto del Sáhara. Se muestra también en la gráfica el valor de las medias máximas y mínimas diarias y el valor de las medias de las temperaturas más altas y más-bajas del mes. Ciclo anual de la temperatura del suelo

10 o

-10 -20

o ·¡;

-30

� M

J

-40

A

S

O

N

-50

Meses

FIGURA 5.10. Ciclos anuales de las temperaturas medias mensuales para los mismos observatorios que en la figura 5.9.

no existiendo diferencias estacionales en cuanto a tem­ peraturas. La próxima estación es la de Aswan, en la República Árabe de Egipto, en el río Nilo. Situada a una latitud de 24º N, nos encontramos en un desierto muy seco. La curva de radiación neta tiene un fuerte ciclo anual y el exce­ dente es muy grande cada mes, sobrepasando lqs 250 !y/día en junio y julio, y disminuyendo hasta algo menos de 100 !y/día en diciembre y enero. La gráfica de la temperatura refleja un ciclo anual similar y con una am­ plitud térmica de cerca de 17° C. Junio, julio y agosto son extremadamente cálidos con una temperatura de 32· C. Moviéndonos más hacia el norte, nos situamos en Ham­ burgo, en Alemania, con una latitud de 54• N. El ciclo de radiación neta está fuertemente desarrollado. El exceden­ te permanece cerca de nueve meses y hay un déficit para los tres meses de invierno. El ciclo térmico refleja una insolación total reducida para estas latitudes. Los meses de verano alcanzan máximas superiores a los 16º C; en los meses de invierno se alcanzan mínimas próximas al pun­ to de congelación, o· C. La amplitud anual es de 17° C.

Ciclo anual de la temperatura del suelo

La amplitud térmica anual y la media anual de temperatu­ ra del suelo son factores importantes en la formación de diferentes tipos de suelos. El ciclo anual de calentamien­ to o enfriamiento del suelo está ilustrado con datos pro­ cedentes del observatorio de Long Island, Nueva York, latitud 41º N (figura 5. 12). El suelo es arenoso y poroso. A una profundidad de 0,75 m, el ciclo anual está muy ·e 60

ºF 140

130

120

50

Máxima mensual absoluta

110

40

100

90

30

80

10

50

40

30

20

10

15 sobre 4

o

Mínimas absolutas del mes

• Registro sobre

Registros

E

F

M

A

M

ailos

-10

anos

A

s

o

N

D

FIGURA 5 . 1 1 . Datos de las temperaturas mensuales del aire para Bou-Bernous, Argelia, a una latitud de 27º 30' N en el corazón del desierto del Sáhara, en el norte de África.

83

Equinoccio

Solsticio de verano

de primavera

Solsticio

Equinoccio de otoño

de invierno

25 70

20 �

� .::? �

.. a.

E

.. 1--

65

1

/

--�

Profundidad

-

/

'.

'---.... del suelo (m):¡

·-

'

_,,

-"\ -

'

5-

/

• 1

/"j 1!



....,.............,_ . ¡ 1 'r - - - - ...

6

3

'--� _.!.,1

¡

l

I

I

/

;-.,,c./.-'''

j

/ /

1 / /' / /l / ' l ...... "

/ ,,,'Í

,...1:2../ "'-.

i

¡,../

15- 60 10 --'50

/

/ /

/'/ /

/

1 1

E

F

M

....3----li ...... 1

1 .. ,..l.: ... ,...,... __ , 1

6 ,,,

............ -"'

, ' ,.......,--"

......

:-- ,

\ ' .:. -�

1 ': \"---, ' ' \ ', '....-� ..., \ ' 1 '

"'\

,

fü:1 ?5sp�5s-¡

,1

\ ' "\ \ '

\

'

...,....

·��1-¡:,;;;�

1

�.,

, 1 10 1 1 6 120_J L. 1

1

3

_

o

/

i

__

f------

'

A

M

A

s

(1955) ____.

O

N

D

FIGURA 5.12. Temperaturas det suelo registradas durante un año en North Station, Brookhaven, Long Island, Nueva York. (Datos procedentes de I.A. Singer y R.M. Brown, 1956. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 14.5. Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.)

contrastado con una oscilación térmica de 25º C; ésta dis­ minuye con la profundidad mientras el máximo térmico se retrasa también con ella. A 6 m de profundidad, la época más cálida se da en noviembre. Las menores irre­ gularidades en cuanto a temperaturas a poca profundidad reflejan los efectos de las lluvias que hacen descender la temperatura del suelo; y los cortos períodos con tempera­ turas más cálidas o más frías, que son normales para este tipo de clima. Se podría suponer que para un clima determinado existe una profundidad por debajo de la cual la tempera­ tura del suelo o del substrato permanece inalterable a lo largo del año, y que ésta estará relacionada con las tem­ peraturas medias del aire cercanas a la superficie terres­ tre. Los hechos corroboran esta suposición. Por ejemplo, la temperatura del aire en Endless Caverns, Virginia, es constante a lo largo del año (13º C de promedio) y ésta es solamente algo superior a la temperatura media del suelo que es de 11 º C. La constancia excepcional de las tempe­ raturas subterráneas hace del suelo un medio extraño, no habitual, para los animales que viven en la oscuridad total de las cuevas calizas.

-Norte y Sur- que ilustran la figura 3.9, observamos que el boreal extiende alrededor del mar polar todas las masas continentales, mientras que el austral muestra jus­ tamente lo opuesto -un continente centrado en el Polo, rodeado de una vasta extensión oceánica-. El continente americano forma una gran barrera en dirección norte-sur entre los océanos Atlántico y Pacífico. Los continentes de Eurasia y África configuran otra gran barrera en la misma dirección. Los océanos y los continentes se comportan de desigual manera ante la absorción de energía radiada. Las superficies terrestres actúan de forma opuesta a las superficies marinas. Un importante principio que lo defi­ ne es: una masa de agua extensa y profunda se calienta y se enfría mucho más lentamente que un cuerpo sólido, cuando ambos están sometidos a una misma intensidad de insolación. El lento ascenso de las temperaturas en las superficies acuosas se puede atribuir a (figura 5.13):

Contrastes de temperaturas entre superficies terrestres y marítimas

1. La radiación solar penetra en el agua, distribuyendo el calor por toda la masa líquida. 2. Al elevado calor específico del agua, 1 gramo de agua se calienta mucho más lentamente que 1 gramo de roca. 3. Mediante remolinos, el calor se distribuye hacia las profundidades de la masa líquida. 4. La evaporación enfría la superficie del agua.

La desigual distribución de continentes y cuencas oceáni­ cas confieren a nuestro planeta una gran diversidad de climas. Mirando de nuevo los dos hemisferios terrestres

De forma contrapuesta, el rápido aumento de las tem­ peraturas de la superficie terrestre se debe a otras cuatro causas:

84

Calentamiento y enfriamiento en la superficie terrestre



25 20 15

Equinoccio M'in

10

o

-5 Insolación

Contrastes de calentamiento entre continentes

l. El suelo o Ja roca son cuerpos opacos,

-10

in

/' /

__ ..,,..

-15

lo° cual concen­

tra el calor en una capa superficial, con poca transmi­ sión de calor hacia su interior. 2. El calor específico de la materia mineral es menor que el del agua. 3. Si el suelo está seco, es un mal conductor del calor. 4. No existen mezclas entre el suelo y el substrato.

-20

1

1 Is. Scilly 1 • .......-; ª

F

,

/

V :

1 1 1

Fº 70

1

60

1

50

J.



5

FIGURA 5.13. y océanos.

111 Máx � · 1 - � 1: -.-. . /·�· 11 01 ·"' : 1 :¡Max � "' l. · .1: -+¡,/-·-·-·i 11 '1 � ) '1 \ '', : 1 ',, \ M� A1; "'- ---· 1 ,/

1

'

1000 '

'

800',

600 ly/día

'

1



-

'�

"

400

Solsticio

1

¡¡ Oscilación anual Winnipeg 39Cº (70Fº,) Is. Scilly 8,3Cº (15Fº,)

200

Winnipeg

o

............ _

FIGURA 5.15. Ciclos anuales de las temperaturas medias mensuales del año para dos estaciones situadas a una latitud de 50º N: Winnipeg, Manitoba (Canadá); islas Scilly ( Inglaterra). E

Los contrastes entre tierras y mares se pueden observar en las dos curvas correspondientes a las temperaturas diarias del aire, figura 5.14. El Paso, Texas, constituye un ejemplo de un desierto interior situado en latitudes me­ dias: Ja humedad del suelo es baja, Ja vegetación dispersa y Ja cobertura nubosa es nula. Como respuesta a un calentamiento o enfriamiento de la superficie terrestre, las temperaturas del aire presentan una oscilación media diaria de 11 a 14º C. North Head, en Washington, es una estación costera fuertemente influenciada por el aire pro­ cedente del océano Pacífico, por el predominio de los vientos del Oeste; por consiguiente, esta localidad ejem­ plifica un ambiente con temperaturas marítimas. La osci­ lación térmica diaria es de 3º C o menos. Las nieblas persistentes y Ja cobertura mucosa contribuyen a ello. Relacionado con todo esto, Ja figura 5.2 muestra el mis­ mo contraste ambiental cuando comparamos el registro térmico de San Francisco con el de Yuma. El principio de contrastes en el caldeamiento o enfria­ miento de las superficies sólidas o líquidas explica tam­ bién las diferencias en cuanto a ciclo anual de temperatu-

M

A

M

A

S

O

N

D

ras entre observatorios situados en Ja costa o en el interior. La figura 5. 15 muestra el ciclo anual de tempera­ turas medias diarias para dos localidades situadas en, aproximadamente, Ja misma latitud, con un período de insolación similar para ambas. Por un lado, Winnipeg, Manitoba (Canadá) situada en el corazón del continente norteamericano. Por otro, las islas Scilly, Inglaterra, ex­ puestas a Ja influencia del océano Atlántico. Aunque la máxima insolación se da en verano, Ja tem­ peratura más cálida del año para las regiones interiores se obtiene un mes más tarde, pues se mantiene el excedente de radiación neta y Ja energía calorífica continúa fluyen­ do hacia Ja tierra a mediados de agosto. La tempera­ tura máxima, correspondiendo con la mayor emisión de radiación de onda larga desde Ja tierra hacia el exterior, está consecuentemente retrasada. (Teniendo en cuenta que este ciclo es aplicable a latitudes medias y altas pero no para las regiones comprendidas entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio.) Del mismo modo, Ja época más fría del año, para extensas zonas, es enero, un mes después del solsticio de invierno, pues el déficit de F radiación neta persiste y la tierra continúa perdiendo :alor incluso cuando comienza a aumentar el tiempo de 9o insolación. Sobre Jos océanos existen dos diferencias:



35 30

80

20

-70



..... 2:00

..

.... 10

60



50

5

30 -5

M.

4

A.M.

M.

J_ __J .________,

8

12

4

P.M.

8

M.

4

A.M.

8

12

4

P.M.

8

FIGURA 5.14. Promedio de ciclos diarios de temperaturas para cuatro meses diferentes; la oscilación diaria y los . contrastes estacionales son importantes para un observatono situado en el interior del continente en El Paso, Texas, pero en lugares próximos a la costa son muy suaves, por ejemplo, en North Head, cercano al océano Pacífico.

M.

20

l . Las temperaturas máximas y mínimas se alcanzan apro­

ximadamente un mes más tarde que en tierra, en agos­ to y febrero respectivamente, pues las masas marinas se calientan o enfrían mucho más lentamente que las masas terrestres. �- La amplitud térmica anual es menor que sobre las áreas terrestres, siguiendo Ja ley de las diferencias de temperaturas entre las superficies acuáticas y las conti­ nentales. Las regiones costeras están generalmente in­ fluidas por los océanos, en una magnitud tal que las temperaturas máximas y mínimas se obtienen más tar­ de que en el interior. Este principio queda reflejado a través de las temperaturas mensuales de las islas Scilly donde, por ejemplo, febrero es ligeramente más frío que enero (figura 5. 15). La figura 5.14 refuerza lo expuesto en Ja figura 5.15. La oscilación térmica anual en El Paso es de 20º C, mientras que en North Head es tan sólo de 8º C.

Contrastes de temperaturas entre supetficies terrestres y marítimas

85

80

40 30 20 10 o -10

-37° •-31º •

•g·

• 6º

FIGURA 5.16. Las isotermas se utilizan para realizar mapas de temperaturas. Cada línea conecta todos aquellos puntos que presentan el mismo valor.

Océano

FIGURA 5.17. Mapa esquemático donde se representa el desplazamiento estacional de una isoterma en cuanto a su latitud.

Mapas de temperaturas del aire

La distribución de las temperarturas del aire sobre exten­ sas zonas queda bien reflejado en un mapa de isotermas, es decir, líneas que conectan todos los puntos con la misma temperatura. La figura 5.16 corresponde a un mapa en el cual las temperaturas del aire han sido situadas en su correcto lugar. Pueden representar unas únicas lectu­ ras tomadas a la misma hora en cualquier lado, o bien pueden representar los promedios correspondientes a una serie de varios años de registros para un día o mes en particular, dependiendo de los propósitos del mapa. Generalmente las isotermas se representan con una diferencia entre línea y línea de 5 a 10º e pero pueden referirse a cualquier otro valor escogido. Lo realmente inter.esante de este tipo de mapas es que ilustran de forma clara los rasgos característicos de las temperaturas predominantes, perfilando claramente los centros de al­ tas y bajas temperaturas. Pautas generales de la temperatura del aire,

3.

4.

5.

a nivel del globo

Los mapamundis de temperaturas (Láminas B.l, B.2 y B.3) nos permiten comparar las condiciones térmicas en los dos meses más extremos -enero y julio- sobre las grandes áreas terrestres. Las pautas seguidas por las iso· termas se explican a partir de tres variables: 1) latitud; 2) contrastes entre continentes y océanos; 3) altitud. (Las corrientes oceánicas desempeñan un papel importante, pero secundario.) Los hechos importantes a identificar, cuando se inter­ preta este tipo de mapas, son los siguientes: l. La dirección de las isotermas es de este-oeste, con un

descenso de las temperaturas desde las zonas ecúato­ riales hasta los polos. Este hecho queda constatado sobre todo en el hemisferio austral, donde existe el gran Mar del Sur, que circunda el globo con una extensión uniforme de agua, mientras que el conti­ nente antártico se centra perfectamente en el Polo Sur. El comportamiento latitudinal de las isotermas se ex­ plica, naturalmente, por el descenso general en cuan­ to a intensidad de insolación y radiación neta desde el Ecuador hasta los polos. 2. Las masas continentales localizadas en las regiones árticas y subárticas se configuran como centros de bajas temperaturas en invierno. Nos referimos a los 86

lOºN

6.

continentes norteamericano y euroasiático, los cuales se manifiestan en este sentido en el mapa correspon­ diente al mes de enero. Las isotermas situadas sobre la zona ecuatorial, apenas cambian de posición entre enero y julio, y particular­ mente sobre los océanos. Este hecho refleja la unifor­ midad en cuanto a insolación anual en las regiones próximas al Ecuador. Desde enero a julio, las isotermas sufren una modifica­ ción de su posición sobre los continentes, en las lati­ tudes medias y subárticas, que es de norte a sur. La figura 5.17 ilustra esta aseveración. Sobre Norteaméri­ ca, lo hallamos bien definido: en enero la isoterma de 15º C yace sobre la Florida central; en julio esta misma isoterma, corta la orilla sur de la Bahía de Hudson y ondulando más hacia el norte del Canadá. La isoterma de 15º C sobre el continente euroasiático muestra también este efecto. Este cambio N-S de las isotermas se puede explicar a partir del principio de contrastes entre superficies continentales y oceánicas. Las tierras situadas en altura, presentan siempre tem­ peraturas más bajas que las tierras que las circundan. Un ejemplo de ello lo constituye la cordillera andina, que se extiende en el borde occidental de Sudaméri­ ca: las isotermas ondulan hacia la zona ecuatorial en forma de grandes dedos sobre esta alta cadena monta­ ñosa. Las regiones con nieves y hielos perpetuos están siem­ pre intensamente frías. Groenlandia y la Antártida for­ man los dos grandes casquetes de hielo. Observad cómo destacan como centros de bajas temperaturas tanto en enero como en julio, qo sólo porque sus superficies se encuentran a: alturas que superan los 3.000 m en sus centros, sino también porque sus neva­ das extensiones presentan un coeficiente de albedo elevado, es decir, que refleja gran parte de la insola­ ción recibida. El océano Ártico, por el contrario, sien­ do una cobertura de hielo flotante también mantiene las bajas temperaturas, pero durante el mes de julio son menos intensas que sobre el casquete groenlandés.

Oscilación anual de la temperatura del aire

En el mapamundi de la figura 5.18 se puede observar la oscilación térmica anual de las temperaturas del aire. Las líneas semejantes a las isotermas se denominan líneas "corange", y marcan las diferencias entre las medias men­ suales de enero y julio. Este mapa sirve a modo de Calentamiento y enfriamiento en la supetficie terrestre

FIGURA 5.18. Variación anual de la temperatura del aire. La información muestra las diferencias . entre los promedios de enero y de julio (fuente de info rmación: op. cit. en Lámina B.2) .

resumen de los conceptos que previamente hemos rese­ ñado. Obsérvense los siguientes hechos:

l . La oscilación térmica anual es muy grande en las zonas

árticas y subárticas de los continentes asiático y norte­ americano. Este efecto se halla bien reflejado en la gráfica de temperaturas anuales de Yakutsk (figura 5.10). 2. La oscilación térmica anual es moderadamente amplia en las regiones continentales de la zona tropical, pró­ ximas a los trópicos de Cáncer y de Capricornio. El norte y el sur de África y Australia son los ejemplos más ilustrativos de ello. En ellos la oscilación térmica es substancialmente más grande que sobre los océa­ nos adyacentes. 3. La oscilación térmica anual es muy pequeña sobre los océanos en las zonas ecuatoriales. En general, para todas las latitudes la amplitud térmica sobre los océa­ nos es menor que sobre los continentes. Este repaso a las temperaturas del aire en las diferentes áreas del globo forma los cimientos para un posterior conocimiento de los diferentes climas, tema que se desa­ rrolla en capítulos venideros. en las superficies marítimas

Diseño general de las temperaturas

En la figura 5.19 se resume, mediante dos mapas, el medio ambiente térmico de las superficies oceánicas, uno mostrando las temperaturas para el mes de agosto, y otro para el mes de febrero. Tal como se debería esperar, las isotermas adquieren una dirección este-oeste, gene­ ralmente, alrededor del globo, presentando valores máxi­ mos en el cinturón de bajas latitudes y declinando a Dióxido de carbono, polvo y cambios climáticos en el globo

medida que nos acercamos a los polos, Norte y Sur. Las grandes áreas de las zonas ecuatoriales mantienen unas temperaturas en superficie superiores a los 26º C. En aguas árticas y antárticas éstas rondan próximas al punto de congelación (Oº C). En latitudes medias hallamos una amplia gama a lo largo del año. Estas relaciones se muestran en la figura 5.20 mediante dos perfiles generalizados en los que se presenta la varia­ ción anual de temperaturas de las superficies marítimas, para los océanos Atlántico y Pacífico. Obsérvese que las máximas oscilaciones se hallan entre los 40º y so· latitud N y los 30 a 40º latitud S. La amplitud es mayor en las altas latitudes del hemisferio boreal, consiguiendo un máxi­ mo, debido a que el norte del Atlántico y del Pacífico están cercados por sendas masas continentales cuya pre­ sencia inhibe las mezclas de las corrientes oceánicas. Junto a esta razón anterior añadimos que las adyacentes masas continentales, Norteamérica y Eurasia, acentúan los contrastes de temperaturas entre verano e invierno. Los oéeanos Atlántico y Pacífico, en zonas próximas al paralelo 45º, se unen al Índico, formando un cinturón oceánico continuo -el Mar del Sur- en cuyas aguas el intercambio de calor por corrientes se efectúa de forma libre, no interviniendo extensión de tierra alguna, y en consecuencia sus temperaturas tendrán una menor osci­ lación anual que en el hemisferio septentrional. climáticos en el globo

Dióxi.do de carbono, polvo

y

cambios

Los cambios atmosféricos inducidos por el hombre pue­ den clasificarse en cuatro categorías con respecto a sus causas principales:

87

Agosto

Febrero

FIGURA 5.1 9. Temperaturas de las superficies marítimas, en ºC, para agosto y febrero. ( Datos procedentes de U.S. Navy Oceanographic Office, H . U. Sverdrup, 1942, y A. Defant, 1961. Basado en Goode Base Map. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publisher, figura 14. 13. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Oscilación anual Fº 20

11 11

1



9

10 15

FIGURA 5.20. Variación anual de las temperaturas medias en las superficies marítimas reflejado mediante dos gráficas correspondientes a los perfiles meridionales de los océanos Atlántico y Pacífico. (Datos procedentes de H . U . Sverdrup, M.N. Johnson, y R.H. Fleming, 1942, The Oceans, Prentice-Hall Englewood Cliffs, N .J.; pág. 1 30, figura 31. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publisher, figura 1 4 . 14 . Copyright 1963, 197 1 , por Arthur N. Strahler.)

88

-

1



8

7

10

6 5 4

5

o

60

3

i

2

..o 1

50

40

10

J

30 20 Latitud norte

·

o

10

20

40 30 Latitud sur

50

60

Calentamiento y enfriamiento en la supetjicie terrestre

ENERO

-70° - 65º - 60° - 55° - 50° -45º -40° -35° -30° - 2 5 º - 20º - 1 5 º - 1 0º - 5°

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1 1 1 1 1 1 1 1 1 - 90º - 80° - 70' - 60º -50º -40º - 30º - 20º -10º

1



1

1

1

1 1 10º 20°





1 0º

32°

1 40º

50º

1

1

1 5º

20º

25°

30º

35º Celsius

11 1 1 1 1 1 60º 70º 80º 90º Fahrenheit

Temperaturas medias mensuales del aire para enero y julio en las regiones polares, norte y sur. Proyección estereográfica polar (fuente: op. cit. en Lámina 8.2).

Temperaturas del mundo

Lámina B.1

ENERO

J U LIO Temperaturas medias mensuales del año para enero y julio. Proyección Mercator. (Recogido por John E. Oliver, a partir de datos del observatorio de World Climatology Branch, oficina Meteorológica Tables of temperature, 1958. Her Majesty's Stationery Offlce, Londres, U.S. Navy 1955, Marine Cllmaltc Atlas, Washington D.C.; y P.C. Dalry; 1966. American Geophysical Union.)

Lámina B.2

Temperaturas del mundo

20'

60'

40'



80'

1 00°

140°

140°

1 20 °

100'

80'

60'

1002

<§>"'



1(

40'



999 �

Q � l� -

9 99

1J8g� �

1011 1 01 4 1 ...\ °" 1020 JI ,o'l-

\\ tt \o t(

20'

40'

60'

80°

1 00°

120°

140°

160'

O'

20'

40'

60°

80°

100°

1 20°

1 40°

160°



1(



20º



1 80'

'#

y

e::

t(

I'

i

.,

160°

140'

120'

100°

80°

60°

40°

160°

140°

1 20°

100'

80'

60'

40'

'---1012.5



J.

l1oos...1(

29.7 -- 1 005

),¡ 20'

t(

,,



,

...

t(

@

29.9 -- 1 0 14

...\



180'

::¡

30 . 2 -- 1 023

\' o

:=:---_.:!!:Jlio

Miliba res

30 . 5 -- 1 032

J

:::

11

O'

1(

60' _...>

)1

...,

Pulga da s

40'

::X::'101 z( " " � ./

Enero



� 020

� J_

40°

..

100°

1 20°

140°

1 60°

160°

140°

120°

100°

60'

40°

Presión atmosférica, media mensual y vientos predominantes en superficie para enero y julio. Las unidades de presión están en milibares y están reducidas al nivel del mar. Muchas de las flechas de los vientos se deducen a partir de las isobaras. Proyección Mercator. (Recogido por John E. Oliver de los datos publicados por Y. Mintz, G. Dean, R. Geiger y J. Blüthagen.)

Temperaturas del mundo

60º

Lámina B.3



Enero

"

j�

ulgadas,

m i l ibares

p30 2 -- 1 023

29 9 -=- 1 0 1 4

2 9 . 7 -=- 1 005 29.4 -=- 996

i i

29. l -=- 987

28 9 -=- 978

Julio

-----------

In

In

28.0

29.4

28.l

29.5

28.2

29.6

28.3

29.7

28.4

29.8

28.5

29.9

28.6

30.0

28.7

30.l

28.8

30.2

28.9

30.3

29.0

30.4

29.1

30.5

29.2

30.6

29.3

30.7

29.4

30.8

29.5

30.9

29.6

31.0

29.7

31.1

29.8

31.2

Presión atmosférica media y vientos predominantes para enero y julio en las regiones polares norte y sur (misma fuente de datos que en la lámina B.3).

Lámina B.4

Presiones y vientos tkl mundo

Cirros dispuestos en bandas anchas, paralelas, indicando la presencia de la corriente en chorro en altura (Arthur

N.

Strahler).

Arriba: Cirros fibrosos o "colas de yegua"; debajo: Cúmulos de buen tiempo (Arthur

N.

Strahler).

Cirrocúmulos formando un típico cielo aborregado (Arthur

N.

Altocúmulos (Arthur

N.

Strahler).

Strahler).

Masa de Estratocúmulos siguiendo el paso de un frente frío (Arthur

N.

Strahler).

Capa de Altoestratos, adelgazándose al fondo (Arthur

N.

Nubes

Strahler).

Lámina B.5

En la parte inferior de este Cumulonlmbos, se produce lluvia torrencial. North Rim del Gran Cañón. (Arthur N. Strahler). Células tormentosas activas produciendo nubes de tipo Cumulonimbos, al sur de las Rocosas (Arthur N. Strahler).

Chubascos cayendo de una tormenta debilitada, Dakota del Sur (Arthur N. Strahler).

Una sucesión de rayos recogidos con un cierto tiempo de exposición (Arthur N. Strahler).

Smog de origen fotoquímico penetrando en el profundo cañón en las montañas de San Gabriel, cercanas a los Ángeles, California (Arthur N. Strahler). Niebla costera sobre Santa Bárbara, California, confinada a la capa de aire marino, húmedo y frío.

Lámina B.6

Tormentas, niebla, smog

Vista desde el aparato espacial Apolo 9. Las cimas de los grandes Cumulonimbos sobre la selva amazónica de Sudamérica muestran unos modelos concéntricos. En el momento en que cada célula de tormenta asciende y alcanza lo alto de la troposfera, la nube de hielo se extiende horizontalmente. Las tormentas de este tipo suelen ser estacionarlas (NASA AS 9-19-3026).

En esta vista obtenida por el Géminis sobre Alabama, Georgia, y Carolina del Sur, se observan largas alineaciones de Cúmulos paralelos al flujo de viento regional. Sobre la línea del horizonte, las capas altas de la. atmósfera, con el aire rarificado, producen una banda resplandeciente azulada que emerge sobre el oscuro espacio exterior (NASA S-65-45697).

El huracán "Gladys" fotografiado desde el Apolo 7, el 17 de octubre de 1968, a una altura de 180 km. Bandas de nubes de tipo Cumulonimbos se disponen en espiral alrededor del ojo central. Las manchas coloreadas de nubes extensas y planas son capas de Cirrostratos resultado de la ascendencia del aire, en las células de convección, que llegan a la cima y se extienden (NASA AS7-7-1877).

La atmósfera desde el espacio

Lámina B.7

Planeta tierra fotografiado en 1972 por los astronautas de la misión del Apolo 17 en su trayectoria hacia la luna. Quedaban pocos días para que la tierra estuviese en el solsticio de diciembre, con el hemisferio sur presentando su cara al sol. África está perfectamente delimitada en la parte central y superior del disco, sus cinturones desérticos norte y sur, de color marrón rojizo, están manifiestamente sin nubes. La intermediación de la zona ecuatorial sobre el continente revela una franja verde, de vegetación, entre parches de nubes. Las tormentas ciclónicas forman una alineación blanca sobre el azul de los mares del sur. La Antártida con su espacio de nieves y nubes formando una masa blanca compacta (NASA 72-HC-928).

Vista desde un satélite de órbita sincrónica terrestre rondando sobre el Ecuador a una altura de 36.200 km. La tierra en un día pasa por lil fase de iluminación semejante a las de la luna durante un mes sinódico (el mediodía corresponde a la luna llena). El punto central de la foto recae sobre la desembocadura del río Amazonas, en Brasil. Podemos observar también la parte más occidental de África en el margen superior, a la derecha de la fotografía. (Applications Technology Satellite photo, 1 967. NASA 67-HC-767.)

Lámina B.8

La tierra en el espacio

700 "' .!2 E



600



500

� "' ro

o l d{> ¡ � /rv ¡ � I I q / I

* I I .... I I



1/

g 400

380 � ',;

1

o

N

E

350

334

/

c. c.

250 1860

FIGURA 5.2 1. I ncremento del dióxido de carbono atmosférico, observado hasta 1980 y proyectado para el siglo XXI.

80

1900

20

40

60

80

2000

20

40

atmósfera por quema de combustibles fósiles. De éstos, menos de gigatón, y quizás tan sólo 0 , 5 gigatones, está siendo absorbido y retenido por los océanos. El papel de los vegetales en el balance de C02 es en estos momentos de destrucción y quema de bosques, algo incierta. Por un lado, añade C02 a la atmósfera, mientras que por otro el crecimiento de nuevo' bosques lo elimina de ella. Re­ cientes estimaciones situan la máxima aportación de C02 a la atmósfera por fuentes terrestres, en aproximadamen­ te 2 gigatones; pero también se considera posible que éste sea menor y que la superficie terrestre pueda retirar actualmente más C02 que lo que aporta a la atmósfera. Sintetizando estas estimaciones y llevándolas por el lado pesimista, parece más probable que el incremento anual cie C02 a la atmósfera oscile entre un mínimo de 2 gigatones hasta un máximo de 4 o 5. De esta forma, la duda se mantiene: el contenido de C02 en la atmósfera seguirá creciendo sustancialmente. Consideremos ahora los efectos ambientales que se pueden anticipar por un incremento de C02 atmosférico. Debido a que el C02 es absorbente y emisor de la radia­ ción de onda larga, su presencia en altas proporciones tenderá a elevar el nivel de absorción de este tipo de radiación emitida al exterior, produciendo un cambio en el balance energético y comportando un alza en la tem­ peratura del aire en la troposfera. En 1 979 un grupo de científicos convocados en la Academia Nacional de las Ciencias, apoyó esta conclusión y estimó que doblando la cantidad de C02 atmosférico causaría un calentamiento medio, de aproximadamente 3º C, con un error posible de 1 ,5° C de más o de menos; esto está siendo corrobora­ do por recientes evaluaciones. Se acepta generalmente que un calentamiento conducirá a significativos cambios en los modelos climáticos regionales, como por ejemplo la distribución de las precipitaciones. Por otro lado, los puntos sobre los cuales estos cambios operarían son alta­ mente inciertos actualmente, pues se hallan involucrados diferentes factores. Una mayor incertidumbre yace en la predicción de la rapidez de cómo responderá la masa oceánica a un incremento de C02. Parece probable que se necesite un considerable tiempo de inercia, por lo

1

1 � I 1 "l. /

u

()

f

o /1 / �I

668

60

l . Cambios en las concentraciones d e los componentes

gaseosos de las capas inferiores de la atmósfera.

2 . Cambios en el contenido de vapor de agua de la

troposfera y estratosfera. 3. Alteraciones en las características superficiales de tie­

rras y océanos de forma que afectan las interacciones entre la atmósfera y estas superficies. 4 . Introducción de substancias sólidas finamente dividi­ das en las capas bajas de la atmósfera, junto con gases que, en un ambiente no contaminado, no se suelen hallar en cantidades importantes. Bajo las condiciones preindustriales de las últimas cen­ turias, el contenido de dióxido de carbono (C02) en el aire se mantenía en un nivel próximo a 0 ,0294 % de su volumen, o lo que es lo mismo 294 partes por millón (p. p.m. ) . El problema medioambiental empezó cuando el hombre comenzó a extraer y quemar combustibles fó­ siles (carbón, petróleo, gas natural), los cuales habían estado previamente enterrados en la corteza terrestre. La quema de este tipo de combustibles libera a la atmósfera C02 y agua, junto con una importante cantidad de calor. Durante los últimos 1 20 años ( 1 86 0 - 1 980) el contenido de C02 en la atmósfera se ha incrementado en un 1 3 % del volumen, alcanzando unas cotas de 334 p.p.m. en 1 979. Tal como aparece en la figura 5 .2 1 , la progresión durante este período, el cual fue lento al principio, se incrementó enormemente al final. Una proyección futura del aumento en la curva actual de este elemento, estima para el año 2000 una cantidad de 380 p.p.m. En ese momento el contenido de C02 en la atmósfera habrá crecido un 35 % sobre el valor inicial de 1 860. Para el año 2030 se predice el doble de esta cantidad si la quema de combustibles fósiles continúa incrementándose a un pro­ medio del 4 % como el actual. Se podría demorar este aumento hasta el año 2050 con una reducción a la mitad de la proporción actual de consumo de combustible y se podría retrasar hasta bien entrado el siglo X X I I si se mantuviese a un ritmo como el actual. En la elaboración de tales predicciones, los investiga­ dores también han tenido en cuenta los posibles meca­ nismos por los cuales parte de la proporción de C02 adicional podría ser absorbida y almacenada permanente­ mente en otro tipo de lugares diferentes a la atmósfera. Las estimaciones más corrientes son que cerca de 5 millo­ nes de toneladas (5 gigatones) de C 02 son liberadas a la Dióxido de carbono, polvo y cambios climáticos en el globo

0,3 �

"'

0,2 0,1

:;; c. E 0, 0 .2l

�"'

"'

"' o :.o E "' () "O

0, 1

0,2 0,3

FIGURA 5.22. Cambios en la temperatura media del año para el globo desde 1880 a 1980. La gráfica muestra los promedios para períodos de 5 años consecutivos basados en datos procedentes de observatorios, sobre un total de 40 divisiones equiáreas en cada hemisferio. (Datos procedentes de ] . Hansen et al., Science, vol. 2 1 3, p. 96 1 , figura 3. Copyright 1 98 1 . Asociación Americana para e l Desarrollo d e las Ciencias.)

1880

1900

1920

1940

1960

1980

89

0,6

0,4



0,2 !:" z "' Q; o,o Q_ E � - 0, 2 - 0, 4

-o "'

-� "'

� - 0, 6 � u e

- 0,8

o

- 1 ' 700



FIGURA 5.23.

20

40

60

80

1 9 50 - 1 960,

1 800

20

40

60

80

1 900

20

40

60

80

2000

Reconstrucción de l a desviación de las temperatu ras en e l hem isferio norte a

partir del valor m e d io del período

basado en el análisis de m u estras de a n i l los d e

árboles tomadas en su límite septentrional e n Norteamérica. ( C o rtes ía de Gordon C . jacoby del Laboratorio para e l Estudio de A n i l los de Árboles del Observatorio G e o l ógico La m o n t - Doherty de l a U n i versidad de C o l u m bia . )

que algunos investigadores están inqui etos , pues todavía no se ha sentido este efecto de calentamiento.

chos otros gases en la creación del efecto invernadero. Denominados " gases indicadore s " , su efecto es cons ide­

Miremos los datos de la temperatura dispon ible para

rab l e , incluso en pequeñas cantidades. La lista inclu ye :

ver si ha existido un incremento global de temperatura,

metano , óxidos de nitrógeno, ozono y halocarburos. Los

paralelo a un aumento de C 0 2 . La figura 5 . 2 2 m u estra las

dos ú l timos han sido estudiados en el Capítulo 3 en

fluctuaciones de la temperatura media del aire a nivel

conexión con la capa de ozono. En cuanto al metano, su

mundial para e l pasado siglo, calcu lada del mismo modo

rápido crecimi ento en los pasados 200 años ha sido reco­

que para 1 98 1 , por científi cos del Goddard I nstitute for

gido en las capas internas de los hielos de la Antártida y

Space Studies de la NASA. Desde 1 880 hasta 1940, cuan­

Groenlandia. Existe la pos ibil idad de que el incremento

do e l consumo de combustible fósil fu e creciendo rápi·

en los gases " indicadores" pueda tener un efecto de


refuerzo que podría hacer algo más que doblar la tempe­

c o m o si respondiese a u n incremento de C 0 2 . Después

ratura predicha por e l papel del C02 solamente. Deberán

de 1 94 0 , sin embargo, declinó a pesar del alza en el

pasar m u c hos años de investigación antes de l l egar a un

consumo de fue ! . Cerca de 1 96 5 otra tendencia creciente

consenso, sobre todo cuando e l medio ambiente mundial

se puso de nuevo en marcha. La fe cha sugiere que algún

reciba de lleno el impacto producido por e l hombre .

otro factor diferente al del incremento de C02 pueda

Repaso al medio ambiente térmico

estar imponiendo su efecto sobre l a temperatura global . Como tentativa de conseguir un mejor cuadro de los cambios c l i máticos durante las dos anteriores centurias,

En este capítulo hemos cubierto un factor medioamb ien­

científicos de la Lamont- Doherty Observatory of C o l u m ­

tal importante para los seres vivo s : e l calor que se registra

b i a fu ndaron un laboratorio para e l estudio de los anil los

por el termómetro es un ingrediente esencial del c l i ma.

de los árboles y la mediación de la respuesta a la tempe­

Todos los organismos responden a los cambios térmi­

ratura de los árboles viejos de Norteamérica que se reve­

cos d e l medio que les circunda, ya sea el aire , ya e l suelo

len en sus ani l l os de crecimiento anua l . La gráfica resul­

o e l agu a . Los geógrafos estudian los registros de la

tante basada en cientos de árboles de docenas de lugares

temperatura del aire c u i dadosamente y están interesados

a l o largo de una línea septentrional de árboles de este a

en los valores medios basados en informaciones de largos

oeste ( l ím i te subártico de crecimiento de árboles) se

períodos de observaci ó n . Los ciclos de los cambios de la

il ustra en la figura 5 . 2 3 . Desde 1 880 hasta el presente, l a

temperatura del aire son parti c u l armente importantes en

traye ctoria ascendente y su posterior inversión son s i m i ­

e l medio ambiente térmi c o . Las variantes diarias y esta­

lares a l o s de l a Figura 5 . 2 2 . Mirando m á s hacia e l pasado,

cionales se pueden explicar por ciclos: las variantes de

se reve la, sin embargo, otro ciclo de ascendencia y decli·

insolación y radiación neta. Además de estos ritmos astro­

ve. E l punto bajo situado hacia 1 840 corresponde a la

nómicos tenemos el importante efecto de l a latitud. Una

bien conocida "pequeña edad del hie l o " , l a cual se en­

zonalización de l os ambientes térmicos desde el Ecuador

cuentra bien reflejada por e l avance de los glaciares de

a los polos es uno de los hechos más sobresalientes en

los Alpes europeos (capítulo 2 1 ) . C i clos semejantes de

los c l imas del globo. Pero igualmente importante es la

calentamiento o enfriamiento -cada uno dura aproxima­

existencia de grandes extensiones continentales, espe­

damente de 1 50 a 200 años- aparecen en u n registro

cial mente en Norteamérica y Euroasia, que trastocan l a

pasado sobre los 800 años, tal como se observa en la

zonación

figura 2 1 .36. En e l capítulo

mas. En contraste, el hemisferio Sur está profu ndamente

21 discutimos las causas

posibles de estos ciclos c l imáticos. La predicción a largo

latitudinal ,

ocasionando

temperaturas

extre­

dominado por el simple efecto latitudinal .

plazo de nuevos registros de temperatu ras debidos a un

Desde un punto de vista a largo plazo, la quema de

incremento de C02 procedente de la industria, no tiene

combustibles por parte del hombre conl leva fuertes im·

por qué ejercer u n impacto mensurab l e .

plicaciones, q u e deben ser estudiadas con detal l e . Conti·

Otro complicado aspecto del problema del papel del hombre en e l cambio dimático es la presencia de mu-

90

nuas investigaciones combi nadas con una intensificación del control del medio, merecen absoluta prioridad.

Calentamiento y etifriamlento en la superftcte terrestre

CAPÍTULO

6

Vientos y circulación general

El medio físico del hombre depende, para el manteni­ miento de su calidad, tanto de los movimientos que se generan en la atmósfera, como del flujo de energía calorí­ fica por radiación. En forma de fuertes vientos -huraca­ nes, tornados- el aire en movimiento constituye un peli­ gro para él del medio. Los vientos transfieren también energía a las superficies marítimas en forma de olas. Éstas comunican su energía en su viaje hacia las playas conti­ nentales donde se transforman en fuerte oleaje, en co­ rrientes costeras capaces de modelar de nuevo la línea de costa. Pero el aire en movimiento tiene otro, más básico, papel a jugar en el medio planetario. A gran escala la circulación del aire transporta calor en forma sensible y latente, esta última almacenada en el vapor de agua, pues debido al desequilibrio energético del globo -exceso en bajas latitudes y déficit en las altas- la circulación atmos­ férica debe transportar calor a través de los paralelos, de

Mlnimo aporte de tner¡la solar

ecuatorial FIGURA 6.1. Los sistemas de circulación de la atmósfera y de los océanos son necesarios para mantener el equilibrio calorífico del planeta.

Los vientos y la fuerza del gradiente de presión

las regiones con exceso a las regiones necesitadas. La figura 6.1 ilustra este transporte meridional c!e forma esquemática. Observad que la circulación del agua oceá­ nica también concurre en el transporte de calor sensible, pero éste es un mecanismo secundario, dirigido en gran medida por los vientos superficiales. Igualmente importante para el medio humano lo cons­ tituyen los movimientos ascendentes o descendentes del aire. En el capítulo 7 veremos que la precipitación, la fuente de toda el agua dulce sobre las tierras, requiere la ascensión de enormes extensiones de masas de aire cargadas de vapor de agua. Y al revés, a gran escala, los movimientos descendentes en la atmósfera conducen a la aridez y a la formación de desiertos. De este modo, la superficie terrestre deviene diferenciada en regiones con cantidades de agua fresca y regiones con escasez del líquido elemento. Con estos conceptos generales en la mente, examine­ mos las fuerzas que ponen en funcionamiento la atmósfe­ ra y que dirigen los circuitos planetarios de circulación del aire. Los vientos y la.fuerza del gradiente de presión

El viento es aire en movimiento con respecto a la superfi­ cie terrestre, y la componente predominante es horizon­ tal (la vertical la denominaremos de otra manera, tal como corrientes ascendentes o descendentes). Para ex­ plicar los vientos debemos exponer primero el concepto de presión barométrica y sus variaciones espaciales. En el capítulo 3 aprendimos que la presión barométri­ ca disminuía con el aumento altitudinal sobre la superfi­ cie terrestre. Para la atmósfera en reposo, la presión baro­ métrica será la misma dentro de una superficie horizontal y también para una determinada altura sobre el nivel del mar. En estos casos, las superficies con igual presión barométrica, denominadas superficies isobáricas, serán horizontales. En una sección transversal de una pequeña porción de atmósfera en reposo, las superficies isobáricas aparecerán dispuestas horizontalmente, tal como muestra

91

Presión, mb 8�0

Superficies isobáricas

A

900

· Mb -980 -990 -1000

Mar

950 A

Superficie terrestre - 980 8 -990 -1000

Presión, mb

----

8

1000

------..;...- ----- 9--0-0--

Gradiente ese presi n

Mapa de la de 1.000 m

___ ___ - 980----:-----__!.__ --

950

1 j

r-r-

Baja presión

Brisas marítima y

·

la figura 6.2. A (para una mejor comprensión, mostramos una superficie de presión de 1.000 mb). Supongamos que la razón del decrecimiento de pre­ sión con la altura, sea menor en un lugar que en otro, como queda ilustrado en la figura 6.2 B. A medida que avanzamos de izquierda a derecha, a través de la gráfica, el decrecimiento de la presión es más rápido. Las superfi­ cies isobáricas bucean a la derecha. A una altura, por ejemplo, de 1.000 m (línea horizontal) la presión baro­ métrica desciende de izquierda a derecha. La figura 6.2 C es un simulacro de mapa que muestra cómo la superficie de 1 .000 m de altitud corta transversalmente diferentes superficies de presión. El trazado de cada línea de pre­ sión recibe el nombre de isobara. La isobara es una línea que une, de esta forma, todos los puntos con igual pre­ sión barométrica. El cambio de presión barométrica a través de la superfi­ cie horizontal de un mapa configura el gradiente de presión. Su dirección está indicada en la figura 6.2 C mediante una flecha gruesa. La dirección del gradiente corresponde al de una saeta que uniese una alta presión con una baja (izquierda y derecha, respectivamente). Se puede imaginar la oblicuidad de una superficie de pre­ sión como similar a una vertiente inclinada; la cuesta descendente de una superficie de presión es análoga al gradiente de presión. Donde exista un gradiente de presión, las moléculas del aire tenderán a moverse en su misma dirección. Esta tendencia, para una masa de aire en movimiento, la defi­ niremos como fuerza del gradiente de presión. La magni­ tud de la fuerza es directamente proporcional a la pen­ diente del gradiente, es decir, una gran inclinación, significa gran magnitud de la fuerza. El viento es un movimiento horizontal del aire como respuesta a la fuer­ za del gradiente de presión.

J.. J..

FIGURA 6.3. Brisa marina y brisa terrestre. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed . , Harper & Row, Publishers, figura 1 5 .4, Copyright 19ó3, 1 97 1 . A.N. Strahler.)

FIGURA 6.2. Superficies isobáricas y gracliente de presión. Los diagramas A y B son cortes de sección vertical de la atmósfera. El diagrama Ces un mapa.

92

Jf,1' nsa marina

850

Superficie terrestre

Altas presiones

e

m

4 l. l.

terrestre

Quizás un ejemplo de la relación del viento con la fuerza del gradiente de presión lo tenemos en un fenómeno común a todas las costas: las brisas marítima y terrestre, que reproducimos en la figura 6.3. En la gráfica A se ilustra una situación inicial en la cual no existe gradiente de presión. Durante el día, un mayor calentamiento de la capa de aire situada sobre el mar crea un gradiente de presión del mar hacia la tierra (diagrama B). El aire, en esta dirección, se mueve así como respuesta al gradiente creado desde una alta presión hacia una baja presión, y forma lo que se denomina brisa marítima o marina. A niveles superiores, se pone en funcionamiento un mo­ vimiento contrario. Junto con un débil movimiento de ascensión y descenso del aire se crea un circuito comple­ to de flujos. Durante la noche, cuando el enfriamiento terrestre es rápido, las capas bajas del aire, en contacto con la tierra, disminuyen de temperatura más que las situadas sobre la superficie marítima, formándose una alta presión en tierra e invirtiéndose el gradiente baromé­ trico. El aire se mueve, ahora, desde la tierra hacia el mar; es la brisa terrestre (diagrama C). Este ejemplo demuestra cómo un gradiente de presión puede crearse a partir de un desigual caldeamiento o enfriamiento de las capas de la atmósfera. El aire calenta­ do se dilata, por lo que disminuye su densidad. El aire frío se contrae deviniendo más denso. El aumento en cuanto a presión barométrica, es entonces más rápido en la capa de aire frío que en el cálido. Medición de

los vientos superficiales

Una descripción de los vientos requiere el conocimiento de dos variables: dirección y velocidad. La dirección es fácilmente determinable mediante la veleta, un corriente instrumento del tiempo. La dirección del viento se expre­ sa en términos del lugar de donde procede. Así, un viento del este procede del este, pero el movimiento del aire se efectuará hacia el oeste. El desplazamiento de las nubes bajas es un excelente indicador del sentido del

Vientos y circuladón general

N N�1/NE w

4

Sentido del viento

1003

N

,/¡�SE

'<.....

03

s

El efecto Corlolls y los vientos

.. .

....... .....

1

,.

Desviación nula

1(/

- - - --

Los vientos se asignan de acuerdo al cuadrante de donde proceden. Un viento del este, procede del este, pero el aire se mueve en sentido oeste.

FIGURA 6.5. Anemómetro de cazoletas. El disco de la base registra el número de vueltas realizadas por el rotor en u n período determinado d e tiempo (National Weather Service).

Desviación hacia la derecha

ador ,. /"- Ec'----... ··-···-+--................... ___.

FIGURA 6.4.

viento y se puede observar sin la ayuda de instrumentos. La velocidad del viento se mide mediante el anemóme· tro. Hay diferentes tipos, siendo el más común en los observatorios el anemómetro de cazoletas. Consiste en tres cazoletas semiesféricas colocadas al final de los ra­ dios de una rueda que gira horizontalmente (figura 6.5). Las cazoletas giran a una velocidad proporcional a la del viento. Hay un tipo de anemómetro que gira sobre un pequeño generador eléctrico; la corriente que produce se transmite a un indicador calibrado en unidades de velocidad del viento. Las unidades suelen ser metros por segundo, o bien millas por hora. Para la medición de la velocidad del viento en las capas altas, se libera un globo sonda de hidrógeno y se observa mediante ·telescopio. El gradiente de ascensión del globo se conoce de antemano. Conociendo la posi· ción vertical del globo, por medición del tiempo transcu­ rrido, un observador puede calcular el movimiento hori­ zontal en el sentido del viento. Para medir velocidades y la dirección del aire de las capas superiores, el globo transporta un objeto que refleja las ondas de radar y permite seguirlo cuando el cielo está cubierto.

"f'"r . . . . . ., ' \ . . j"l �--+ �\¡1 �1( - - - --- k - - - - - - - - - - - - -.. Hemisferio Norte

� - - ·······

E

--

-

He

- ----

�i�:erio

............... ,¡,

-

-

30ºN

... . . o·



30ºS

viación hacia a izquierda

.. ...

60ºS

s

FIGURA 6.6.

Efecto desviador producido por la rotación

terrestre .

El efecto Corlolis y los vientos Si la tierra no rodase sobre su eje, los vientos seguirían la dirección del gradiente de presión. Tal como menciona­ mos en el capítulo 1, la rotación sobre el eje produce el efecto Cario/is el cual tiende a curvar el flujo de aire. La acción de este efecto de torsión está enunciado por la Ley de Ferre!: un objeto o fluido moviéndose horizontalmen­ te en el hemisferio septentrional tiende a desviarse hacia la derecha de la trayectoria de su movimiento, indepen­ dientemente del ámbito de dirección de éste. En el he­ misferio Sur, un efecto similar pero hacia la izquierda de la trayectoria del movimiento se lleva a cabo. El efecto Coriolis no actúa sobre el Ecuador, pero se incrementa en fuerza a medida que nos acercamos a los polos. En la figura 6.6, las flechas pequeñas muestran cómo una línea recta inicial se modifica por el efecto Coriolis. Observad, especialmente que el sentido del movimiento no tiene implicación alguna. Si cambiamos ésta, la tor­ sión seguirá siendo hacia la derecha. Debido a que el efecto de desvío es muy leve, su acción sólo es manifiesta en movimientos de fluidos libres, como el agua o el aire, en consecuencia los modelos de corrientes oceánicas y de vientos se verán afectados sobremanera por este efecto. Nuestro próximo paso será el de aplicar el principio de Coriolis a vientos ligados estrechamente a la superficie terrestre. La figura 6.7 muestra un campo de isobaras en dirección E -W, formando una pequeña loma de alta pre­ sión en cada hemisferio. De cada una de ellas la presión disminuye tanto hacia el N como hacia el S, en dirección hacia los cinturones de bajas presiones. Las flechas de trazo grueso indican el gradiente de presión. El efecto Coriolis tuerce la dirección del viento de manera que cruza las isobaras formando un cierto ángulo. Para vien­ tos de superficie, el ángulo de torsión está limitado por la fuerza de rozamiento del aire con el suelo. El diagrama

93

Baja

reflejado en el sencillo mapa del tiempo de la figura 6.8, la dirección del gradiente de presión sigue una trayecto­ ria curva, siempre cortando las isobaras en ángulo recto. El mapa muestra que allí donde las isobaras están amplia­ mente espaciadas, el gradiente es débil; por el contrario, si se encuentran muy juntas, el gradiente es fuerte. Las flechas cortas muestran la dirección de los vientos. La velocidad del viento es lenta donde el gradiente es débil, rápido, donde el gradiente es fuerte.

N

Anticiclones y depresiones

.--

�"'

s

)>

FIGURA 6.7. Los vientos superficiales cortan las isobaras formando un ángulo, en cuanto el aire se desplaza desde las altas hacia las bajas presiones. Colocar la figura de costado para observar el perfil de la presión.

muestra el viento formando un ángulo de 45º con las líneas de presión. Inicialmente éste está sujeto a alguna variación, dependiendo de las características del terreno. Mirando en primer lugar al caso del hemisferio Norte, la desviación se efectúa hacia la derecha. Un gradiente de presión hada el norte produce un viento del sudoeste. Un sentido sur del gradiente de presión genera un viento del noreste. En el hemisferio Sur, los vientos se desvían hacia la izquierda y el modelo a seguir es la imagen especular de lo que sucede en el hemisferio Norte. Una norma general para relacionar los vientos con la presión en el hemisferio septentrional viene definida por la Ley de Ballot, la cual establece: situándote de espaldas al viento, las bajas presiones se hallan situadas a tu iz­ quierda, y la altas, a tu derecha. Donde las isobaras aparecen curvadas, como queda

Alta presión

En el lenguaje meteorológico un centro de bajas presio­ nes se denomina depresión; un centro con altas presio­ nes, anticiclón. Ambos pueden ser estacionarios o bien centros de presión móviles, tales como los que crean alteraciones en el tiempo descritas en el capítulo 8. Las isobaras se presentan en forma de líneas circulares que se constituyen alrededor de un centro de anticiclones o de­ presiones. Para vientos superficiales, los cuales se mueven obli­ cuamente a través de las isobaras, los sistemas de antici­ clones y depresiones configuran su dirección de forma opuesta en ambos hemisferios, tal como se ilustra en la figura 6.9. Los vientos en un centro depresionario y en el hemisferio Norte, circulan en contra del sentido de las agujas del reloj y hacia el interior de la espiral. En un centro anticiclónico los vientos circulan en sentido hora­ rio, y hacia el exterior de la espiral. Observad que en el hemisferio Sur sucede lo contrario con los términos de "horario" y "antihorario". En ambos hemisferios los vientos superficiales se mue­ ven hacia el interior de la espiral, en los centros depre­ sionarios; así el aire converge hacia el centro debiendo ascender luego hasta situarse en niveles superiores. Para los anticiclones, al contrario, los vientos superficiales giran hacia el exterior de la espiral. Este movimiento representa una divergencia de flujo de aire, debiendo, también, estar acompañada de un descenso de aire, hacia el centro del anticiclón, reemplazando el aire que circula hacia el exterior. Anticiclones

Depresión

Baja

Circulación antihoraria hacia el interior Hemisfeno Norte

Circulación horaria hacia el exterior

;-;;;:=:::====::::; :: ==:::: ; :

Hemisf)¡¡ él' :¡; ó i ¡;c .

FIGURA 6.8. Esta es una pequeña porción de un mapa del tiempo en superficie, el cual muestra el giro de las isobaras, y dos fuerzas de gradiente, uno con elevado gradiente y otro con bajo. Las flechas cortas indican las direcciones de los vientos en superficie.

94

Circulación horaria hacia el interior

..,

Circulación antihoraria hacia el exterior

FIGURA 6.9. Dirección de los vientos superficiales en ciclones y anticiclones.

Vientos y circulactón general

Distribución genera/. de los sistemas de presión sobre la superficie Para entender el sistema de vientos sobre la superficie terrestre, debemos estudiar la distribución global de la presión barométrica. Una vez establecidos los modelos de isobaras y de los gradientes de presión, podemos predecir la predominancia, o los vientos más comunes. Los mapas isobáricos a escala mundial se construyen para mostrar, de forma general, las presiones que se pueden encontrar, en promedio, durante los dos meses con temperaturas estacionales más extremas, sobre las masas continentales (enero, julio, en las Láminas B.3 y B.4, respectivamente). Debido a que los observatorios se encuentran a diferente altitud sobre el nivel del mar, sus lecturas barométricas han de ser reducidas a sus equiva­ lentes, también a nivel del mar, utilizando el gradiente vertical normal de variación de la presión con la altura (explicado en el capítulo 3). Una vez realizado esto y establecido un promedio de las lecturas diarias sobre un largo período de tiempo, se obtienen pequeñas pero definidas diferencias de presión que permanecen sobre la superficie. La presión base sobre el nivel del mar está acordado que sea del valor 1.013 mb. Lecturas más altas que ésta se presentan, frecuentemente, sobre las latitudes medias, siendo en ocasiones superiores a 1.040 mb o más. Este tipo de lecturas se interpretarán como "altas". Presiones por debajo de 982 mb o menores serán "bajas". Sobre la zona ecuatorial hallamos un cinturón de pre­ siones algo más bajas de lo normal, entre 1.011 y 1.008 mb, las cuales reciben el nombre de depresión ecuato­ rial. Ésta contrasta notablemente con los cinturones de altas presiones que se encuentran al norte o al sur, o bien centradas en latitudes próximas a los 30º N y S. Éstos son los denominados cinturones subtropicales de altas pre­ siones, en los cuales las presiones exceden los 1.020 mb. En el hemisferio Sur este cinturón lo hallamos claramen­ te definido, pero en forma de centros de altas presiones conocidas como células de presión. En el hemisferio austral, al sur del cinturón de altas presiones subtropicales, hallamos una amplia zona de baja presión que se extiende aproximadamente desde la zona de latitudes medias hasta la región antártica. El eje de éstas lo constituye la latitud 65º S. Esta depresión se denomina cinturón subantártico de bajas presiones. Re­ posando sobre este espacio continuo que forma el océa­ no en esta parte meridional, este cinturón depresionario

tiene un promedio de presión menor de 984 mb. Sobre la Antártida existe un centro permanente de altas presiones conocida como alta polar, el cual contrasta sobremanera con el círculo de bajas presiones subantártico. Los cinturones de presiones mudan anualmente de posición en varios grados de latitud, junto con los cintu­ rones de isotermas. Estas migraciones son importantes en la creación de los cambios climáticos estacionales. Ten­ dremos ocasión de referirnos a estos efectos en el análisis de los climas del mundo.

Centros

de

presión en el hemisferio Norte

Los grandes continentes, Norteamérica y Eurasia, junto con la presencia de las partes septentrionales de los océanos Atlántico y Pacífico ejercen un gran papel en las condiciones de presión del hemisferio Norte. Como con­ secuencia de todo ello, los cinturones que encontramos en el hemisferio Sur, aquí no se hallan. Durante el invierno, las frías y extensas masas conti­ nentales se convierten en centros de altas presiones, al mismo tiempo que sobre los océanos más cálidos se forman bajas presiones. En el centro y norte de Asia encontramos la Alta siberiana con una presión que so­ brepasa los 1.030 mb. Sobre la parte central de Norteamé­ rica se define con claridad, pero con menos intensidad, una cuña de altas presiones denominada Alta canadien­ se. Sobre los océanos tenemos la Baja aleutiana y la Baja de Islandia bautizadas así después de localizar los lugares donde se centran. Estas dos áreas depresionarias se caracterizan por un tiempo nuboso y borrascoso en invierno. La figura 6.10 ilustra la posición de estos cen­ tros de presión en el momento que aparecen agrupadas alrededor del Polo Norte. Altas y bajas ocupan cuadrantes opuestos. En verano las condiciones de presión son exactamente opuestas a la situación invernal. Las áreas continentales desarrollan centros de baja presión, pues en esta época las temperaturas superficiales sobre los continentes son más elevadas que sobre las superficies oceánicas adya­ centes. Al mismo tiempo, estas últimas desarrollan cen­ tros potentes de altas presiones. Este sistema opuesto de presiones se manifiesta de manera notable en los mapas isobáricos de enero y julio (Láminas B.3 y B.4). La baja en Asia es profunda: se centra sobre Afganistán. Sobre los océanos Atlántico y Pacífico se observan dos vastas y potentes células pertenecientes al cinturón de altas pre­ siones subtropicales, las cuales se dirigen hacia el norte de su posición invernal, expandiéndose de forma consi­ derable. Son las llamadas Alta de las Azores (o de las Bermudas) y Alta hawaiana.

Configuración genera/. de vientos sobre la superficie

FIGURA 6.10.

Centros de presión en el hemisferio Norte en

enero.

Configuración general de vientos sobre la

superficie

En la Lámina B, sobre los mapas de presiones de enero y julio, los vientos superficiales se ilustran mediante fle­ chas. Los modelos básicos de vientos están marcados en la figura 6.11, que es una representación muy general que muestra la tierra como si no existiesen superficies continentales capaces de modificar la zonalidad de las presiones. Comencemos por los vientos de las regiones tropica­ les. Desde los dos cinturones de altas presiones subtropi­ cales, el gradiente de presión se dirige ·hacia el Ecuador, es decir, hacia el cinturón depresionario ecuatorial. Si-

95

FIGURA 6.11. Esquema de los vientos planetarios en superficie descuidando el efecto de discontinuidad de los continentes en el hemisferio Norte.

guiendo el modelo tan simple de la figura, el aire que circula desde las altas presiones hacia las bajas se desvía por el efecto Coriolis, formándose en consecuencia dos cinturones de vientos alisios, o los Alisios, a secas. En la figura 6.11 están indicados como vientos provenientes del NE y también del SE. Su característica suele ser su persistencia, apartándose muy poco de su ámbito direc­ cional. Las embarcaciones que navegaban en dirección oeste hacían buen uso de los alisios. El modelo configurado por este tipo de vientos citado, sugiere la posibilidad de que converjan en algún punto cercano al Ecuador. El encuentro entre los alisios del NE y los del SE se lleva a cabo en una estrecha franja deno­ minada Zona de convergencia intertropical, la cual se suele abreviar Z. C. l. T. La posición del ZCIT está señalada en los mapas de enero y julio de la Lámina B.3. La convergencia de vientos implica una ascensión de aire, que dará paso o permitirá la entrada de más volumen del mismo. Esta elevación toma forma de columnas alargadas que transportan el aire hacia el límite de la troposfera. A lo largo de ciertas áreas de la zona depresionaria ecuatorial y en ciertas épocas del año, los alisios no convergen al mismo tiempo formándose, en su lugar, un cinturón de calmas y vientos variables denominados dol­ drums. Los marineros en sus largas travesías sabían que atravesar esta zona era peligroso pues existía la probabili­ dad de permanecer encalmadados durante largos perío­ dos de tiempo. Los alisios, doldrums y ZCIT varían estacionalmente hacia el norte o hacia el sur, de acuerdo con los movi­ mientos de los cinturones de presión e isotermas. La ZCIT solamente migra unos pocos grados ineridional­ mente sobre los océanos Atlántico y Pacífico, pero cubre una extensa zona, 20 a 30·, latitudinalmente sobre los continentes sudamericano, África y una amplia zona del

96

sureste asiático y Océano Índico. Acompañando las mi­ graciones del ZCIT y de los alisios suceden importantes cambios estacionales en cuanto a nubosidad, vientos y precipitaciones. Volvemos de nuevo a la franja de altas presiones sub­ tropicales, la cual se halla comprendida entre los 25· y los 40º tanto norte como sur. Aquí, tenemos unas extensas y estancadas células de altas presiones (anticiclones). En su centro los vientos son flojos y se disponen circular­ mente alrededor de una línea; las calmas permanecen gran parte del tiempo. Debido a la frecuencia de estas calmas, los marinos conocían la zona como horse latitu· des*. Su origen tuvo lugar durante los tiempos colonia­ les. Los comerciantes de Nueva Inglaterra que transporta­ ban caballos a las Indias Orientales, cuando sus barcos pasaban por estas zonas podían estar parados por largos períodos de tiempo, por lo que las reservas de agua potable disminuían considerablemente, de manera que los caballos debían ser lanzados por la borda. La figura 6.12 es un mapa esquemático correspondien­ te a las amplias células anticiclónicas centradas sobre el océano en ambos hemisferios. Los vientos siguen un movimiento circular hacia el exterior de la espiral y que sustenta la convergencia de los alisios. En el lado oeste de las células, el aire fluye hacia el Polo; mientras que en el lado este, fluye hacia el Ecuador. Ambos flujos ejercen una marcada influencia en los climas de los márgenes continentales cercanos. La sequedad del clima es un aspecto característico del cinturón de altas presiones sub­ tropicales y sus células. Más adelante enfatizaremos este hecho. Entre las latitudes 35· y 60º N y S hallamos el cinturón •No existe un término específico en castellano. Una traducción literal sería "latitudes de los caballos".

Vientos y circulación general

FIGURA 6.12.

Sobre los océanos los vientos en superficie giran en espiral desde las células de alta presión hacia el exterior, originando los alisios y los vientos del oeste.

de Vientos dominantes del Oeste o Westerlies. Este tipo de vientos se ilustra en la figura 6.11, siguiendo una dirección procedente del cuadrante SW en el hemisferio Norte y desde el cuadrante NW en el hemisferio Sur. Esta generalización, sin embargo, no es del todo exclusiva pues los vientos procedentes de posiciones polares son también frecuentes y fuertes. Sería más justo decir que en esta zona soplan vientos de todas las direcciones, pero que la componente occidental es la predominante. El paso rápido de tormentas ciclónicas es algo frecuente en esta franja. En el hemisferio boreal, las masas continentales rom­ pen con este esquema, pero en el hemisferio austral, debido a la presencia de una gran masa océanica entre las

45°

30° 15° � �----�� --� ���- --� �------�-----..·�--,

Oº 60°

30° 1 5° --�-'-����----�Oº Mapa de presión y vientos en superficie sobre el sudeste de Asia en enero y julio. La presión se expresa en milibares.

latitudes 40º a 60º S, los vientos del oeste se caracterizan por su fuerza y persistencia. Los marinos que viajan en sus clipper denominan a estas latitudes "roar forties"*, "furious fifties"* y "screaming sixties"*. Esta franja era frecuentemente utilizada por las naves que se dirigían hacia el este, desde el Atlántico Sur hacia Australia, Tas­ mania, Nueva Zelanda y las islas del Pacífico Sur. Desde estos lugares era fácil continuar hacia el este, dando la vuelta al mundo, y retornar a los puertos europeos. Do­ blar el Cabo de Hornos era relativamente sencillo en un viaje con sentido este; en sentido contrario, dado las características de permanencia y violencia de los Wester­ lies, era una delicada y arriesgada operación. Un sistema de vientos denominado Vientos polares del Este o Easterlies han sido bautizados con este nombre por ser comunes de las zonas árticas y polares (figura 6. 11). El concepto ha sido, de otra parte, sobresimplificado y ciertamente erróneo por lo que se refiere al hemisferio Norte. Los vientos en estas altas latitudes toman una gran diversidad de direcciones, dictadas por alteraciones loca­ les de tiempo. De otro lado, en el hemisferio austral tenemos la presencia de un gran inlandsis, un gran cas­ quete de hielo sobre un continente, la Antártida, que se halla bien centrado en el Polo y circundado de una gran masa líquida. Aquí el flujo espiral hacia el exterior de los Easterlies constituye un hecho dominante de la circula­ ción. Los mapas polares de la Lámina B.4 ilustran este tipo de vientos.

Vientos monzónicos en el sudeste de Asia El poderoso control que ejerce la gran masa continental asiática sobre las temperaturas del aire y sobre las presio­ nes, extiende su influencia, además, sobre los sistemas de vientos de superficie. Durante el verano, al sur de Asia se desarrolla una depresión dentro de la cual se genera un fuerte flujo de aire (mapa de julio, figura 6.13). Desde el océano Índico y el sudoeste del Pacífico, un aire cálido, húmedo, se dirige hacia el norte y noroeste de Asia pasando sobre la India, Indochina y China. Este flujo de aire forma los monzones de verano y está acompañado de fuertes lluvias en el SE de Asia. En invierno, este continente está dominado por un potente centro de altas presiones que crea un flujo de aire hacia el exterior de forma inversa a lo que sucede durante el monzón de verano (enero, mapa de la figura 6.13). Soplando hacia el sur y sureste en dirección a los océanos ecuatoriales, el monzón invernal trae un tiempo seco durante un largo período. Norteamérica no posee vientos monzónicos tan remar­ cados como los anteriormente citados, pero aun así hay diferentes alternativas en cuanto a las condiciones me­ dias de presión y temperaturas entre invierno y verano. Los registros de vientos muestran que en verano hay una tendencia a la predominancia de aire originado en el Golfo de México, el cual se mueve con sentido norte a través de las partes orientales y centrales de EE.UU., mientras que en invierno existe preponderancia de vien­ tos de sentido sur procedentes de las altas presiones sobre el Canadá. Las flechas de vientos en la Lámina B.3 muestran esta alternancia estacional en el diseño de flu­ jos de aire.

FIGURA 6.13.

Vientos monz6nicos en el sudeste de Asia

•Literalmente: "los rugientes cuarenta", "los furiosos cincuenta"

y

"los

silbantes sesenta".

97

Vientos locales En ciertos lugares los vientos locales son generados di­ rectamente por las influencias del terreno que los circun­ dan, más que por los sistemas de presión que actúan a gran escala y que producen vientos generales y borrascas mó­ viles. Los vientos locales son de considerable importan­ cia por varias razones: pueden ejercer una poderosa o fuerte tensión sobre animales y plantas, cuando el aire es seco y extremadamente cálido o frío. También ejercen su influencia sobre el desplazamiento de los contaminantes atmosféricos. Un tipo de vientos locales -las brisas marinas y terres­ tres- fue explicado con anterioridad en este capítulo. La fresca brisa marina del verano, o la brisa de los lagos, constituye un importante recurso natural para las pobla­ ciones costeras, pues a la atracción ejercida por las playas se le añade el encanto como lugar de recreación. Los vientos que se establecen en las montañas y en los valles son también vientos locales que siguen un régi­ men diario, alternativo, de dirección similar a la seguida por las brisas marinas y terrestres. Durante el día, el aire se mueve desde el fondo de los valles hasta las cumbres de las montañas por las laderas, al mismo tiempo que éstas están intensamente caldeadas por la acción de los. rayos del sol. Por la noche, el aire se mueve hacia el valle bajando por las vertientes de las montañas, las cuales se han enfriado por radiación nocturna de calor de la tierra al aire adyacente. Estos vientos se desplazan respondien­ do a gradientes de presión locales, según un caldeamien­ to o enfriamiento de las capas de aire inferiores. Son denominados vientos de montaña y de valle. Otro grupo de vientos locales son los conocidos bajo el nombre de vientos de drenaje o vientos catabáticos; son aquellos en los que el aire frío fluye, bajo la influencia de la gravedad, desde las regiones más altas a las más bajas. El aire frío puede acumularse, debido a su densidad, sobre un altiplano o algún valle interior. Cuando las condiciones del tiempo general son favorables, parte de este aire frío vierte por encima de las divisorias de agua más bajas, o a través de pasos, desplazándose o "drenan­ do" hacia tierras bajas como un viento fuerte y frío. El-­ viento de drenaje se puede hallar en diferentes regiones del mundo con nombres diversos. Así, por ejemplo, uno de los más conocidos es el Mistral que sopla por el valle del Ródano, al sur de Francia, cuyas características son de frialdad y sequedad. En los casquetes de Groenlandia y la Antártida, se forman fuertes vientos catabáticos que se desplazan a favor de la fuerza del gradiente de las super­ ficies heladas y que se encauzan por los valles costeros produciendo ventiscas que duran bastantes días. Otro tipo de viento, aún, es aquel que se forma cuando el flujo exterior de aire seco procedente de un centro potente de altas presiones eun anticiclón)' se combina con el efecto local de un terreno montañoso. Un ejemplo de éste lo constituye el "Santa Ana'', viento del este seco y cálido que, de vez en cuando, sopla desde la región desértica del sur de California pasando las montañas costeras y alcanzando la costa del Pacífico. Localmente este viento está encauzado a través de congostos y caño­ nes donde consigue grandes velocidades, y al mismo tiempo suele ir cargado de grandes cantidades de polvo. Este viento es muy temido por su habilidad en avivar los grandes incendios fuera de todo control. El bora, en la costa adriática yugoslava, es un viento de estas caracterís­ ticas. Viento frío invernal producido por el gradiente de

98

presión de un potente anticiclón situado sobre el conti­ nente europeo. Su descenso desde las montañas costeras hacia el mar puede producir ráfagas superiores a los 160 km/h. Por último, un viento local que suele denominarse de diversas maneras es el fohn o chinook el cual se produce cuando fuert�s vientos regionales al sobrepasar una cade· na montañosa son obligados a descender por sotavento adquiriendo unas características de sequedad y de calor. Este tipo de vientos se explicará en el capítulo 8.

Vientos en altura Los sistemas de vientos en superficie que acabamos de examinar ocupan tan sólo una estrecha franja de la tro­ posfera de pocos cientos de metros, mientras que toda ella tiene un espesor de bastantes kilómetros. ¿Cómo se mueve el aire en estos niveles? En altura se encuentran sistemas de altas y de bajas presiones extensos y de movimiento lento y éstas son simples generalizaciones del modelo, con isobaras suavemente curvadas. Los vientos de altura no están afectados por el roza­ miento con el suelo o sobre el agua sobre los cuales se mueven. El efecto Coriolis va cambiando la dirección del flujo del aire hasta convertirlo en un movimiento paralelo a las isobaras, tal como se refleja en la figura 6.14 (el efecto Coriolis se ilustra como otra fuerza cualquiera). En esta posición, tanto la fuerza del gradiente de presión como la de Coriolis son opuestas y completamente equi­ libradas. El viento ideal en este estado de cuentas con respecto a ambas fuerzas se define como viento geostrófico para los casos que las isobaras sean rectas. En el momento que se curvan, se ha de tener en cuenta la importancia de la

.of �

Detalle del mapa superior:

Baja presión



-

fea

o-

�s �:; :e

"

o

2� C::'f!

�;;

9,

F ,,uerza ... de/ P º'ªdie nte Fuerza d

rrn,;� �r FIGURA 6_14_

Alta presión

En altura el viento sigue la dirección de las

isobaras.

Vientos y circulación general

Para entender los vientos en superficie debemos investi­ gar los papeles de la troposfera en su conjunto y particu­ larmente en los altos niveles donde no existe una superfi· cie de rozamiento y el flujo de aire sigue una trayectoria muy ceñida a las isobaras.

Los vientos

FIGURA 6.15.

Circulación atmosférica sobre un planeta imaginario sin rotación.

fuerza centrífuga, pero en general el flujo de aire en estos niveles es paralelo a las isobaras. La parte superior de la figura 6.14 es un mapa simplifi­ cado de centros de presión y vientos en la troposfera. Obsérvese cómo las flechas que indican el sentido del viento van paralelas a las isobaras formando un modelo de flujo elíptico alrededor de las bajas y altas. Nuestras normas para los vientos en ciclones y anticiclones necesi­ tan ser ligeramente modificadas en cuanto las compara­ mos con los vientos en superficie. Para un piloto de líneas aéreas que desease mantener su ruta constante­ mente y en el hemisferio Norte la regla aconsejada sería: "mantén las altas a tu derecha y las bajas a tu izquierda". En la descripción de los cinturones de presiones y vientos, no dimos una explicación de causa básica, en términos de rotación terrestre y principio de Coriolis.

en un

planeta

sin

rotación

Consideremos, antes de nada, un planeta imaginario sin movimiento de rotación que es calentado uniformemente alrededor del cinturón ecuatorial (donde existe un exce­ dente de radiación) pero rigurosamente enfriado en am­ bas regiones polares (donde existe un déficit de radia­ ción). La figura 6.15 ilu_stra este caso ideal. El aire caldeado del Ecuador se expandirá volviéndose menos denso pues todos los gases se dilatan cuando se les suministra calor. Debido a que las capas bajas de aire estarán expandidas, serán por lo tanto menos densas y en consecuencia la presión atmosférica sobre la superficie terrestre será menor que el promedio (L, de la figura 6.15). El aire calentado tenderá a ascender hasta alcanzar cotas elevadas en la atmósfera y se extenderá horizontalmente en dirección a los polos. El aire enfriado en los polos aumentará su densidad creando una alta presión en la superficie terrestre. Éste descenderá y se propagará horizontalmente desplazándose hacia el Ecuador, donde existen bajas presiones. Una vez queda establecido, se crea un sistema de vientos meridional, tal como se puede observar en la figura 6.15. Los vientos del planeta esta·

rán configurados en dos células de circulación, uno en cada hemisferio y con tanto tiempo de permanencia como calor siga suministrándose al cinturón ecuatorial. Tenemos aquí una máquina de calor, que es un sis­ tema mecánico movido por un aporte de energía calorí­ fica. El modelo de una tierra sin movimiento de rotación nos sirve para explicar un hecho verídico de la circula­ ción atmosférica terrestre: un cinturón ecuatorial de bajas presiones, o depresiones ecuatoriales, en el cual el aire caldeado asciende hacia niveles superiores. Lo que suce­ de realmente a este aire que se eleva en cuanto comienza

Vientos en altura

Vientos del este tropicales

J

FIGURA 6.16.

Célula de circulación de Hadley. Las burbujas de aire están pensadas para ser liberadas a partir de una situación inicial sobre el Ecuador (izquierda) y por de bajo de las altas subtropicales (derecha) . (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 1 5 . 5 . Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Los vientos en un planeta sin rotación

99

a moverse hacia el Polo en las capas superiores de la atmósfera, sólo cabe entenderlo teniendo en cuenta el efecto Coriolis. La célula de circulación de Hadley

La introducción del efecto Coriolis en nuestro sencillo modelo de circulación meridional significa, qué es lo que le pasaría al aire que comienza a moverse hacia el Polo en altura desde el cinturón ecuatorial. Como se muestra en la figura 6.16, una porción de aire que co­ mienza a dirigirse hacia el norte partiendo desde A sería desviada por el efecto de Coriolis poco después de salir del Ecuador. En su camino de A hacia B su trayectoria se vería trocada hacia el este. Cuando sobrepasase el punto C, el flujo adquiriría sentido este y a lo largo de los paralelos. (En el hemisferio Sur el desvío se efectuaría hacia la izquierda resultando, también, un flujo este.) Con una imposible progresión hacia el Polo, el aire con sentido este tenderá a acumularse en la zona subtro­ pical entre los 20 y los 30º de latitud. La sobrecarga de aire provoca un movimiento descendente del mismo, o subsidencia, lo cual crea en su efecto un cinturón de altas presiones que se desarrolla en esta zona. Es el cinturón de altas presiones subtropicales. El aire al alcan­ zar niveles inferiores se difunde hacia el exterior; una pequeña porción se dirigirá hacia el Polo, pero la mayor parte lo hará hacia el Ecuador, tal como se refleja en la parte superior de la figura 6.16. En su desplazamiento hacia el Ecuador se verá de nuevo desviado hacia el oeste, creándose un flujo de vientos del este. En niveles superiores son conocidos como vientos del este tropica­ les; en superficie son los denominados Alisios. Los vien­ tos del este forman una ancha y profunda corriente de aire sobre la totalidad del cinturón ecuatorial conocida como vientos del este ecuatoriales. En las capas más bajas de la troposfera, el aire con dirección oeste conver­ ge lentamente sobre el Ecuador en la Zona de Conver­ gencia Intertropical (ZCIT). El aire asciende lentamente hasta completar todo el circuito.

A. La corriente en chorro comienza a ondularse.

B. Comienzan a formarse las ondas de Rossby.

C. Ondas muy desarrolladas.

D. Las células de aire frío y cálido ya están formadas. Representación esquemática de Ja circulación en las capas superiores de Ja troposfera 6 a 12 km. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 15 . 18. Copyright 1963, 1971 por Arthur N . Strahler.) FIGURA

100

6.17.

6.18. Desarrollo de las ondulaciones de Rossby en los vientos del oeste de las capas altas de Ja troposfera. (Fuente: J. Namias, NOAA, Nacional Weather Service; dibujo de A.N. Strahler. The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 15. 16. Copyright 1963, 1971 , por Arthur N. Strahler.) FIGURA

Vientos y circulación general

Teniendo en cuenta los movimientos norte-sur, o sur­ norte, y las componentes verticales del movimiento del aire -en otras palabras, el flujo meridional- hallamos una célula de circulación atmosférica dominando las zonas tropicales y ecuatoriales. Este modelo ha sido denominado como células de Hadley, en honor de Georg Hadley que postuló su existencia en 1735. Idealmente existen dos células de Hadley para cada hemisferio.

E "" ,.,.

15

50

12

40 ·c.

"' "'

., 'O "' .!!!

X

i2 c. .e 10

El aire que se propaga hacia los polos desde el cinturón de altas subtropicales es desviado, en el hemisferio sep­ tentrional, hacia la derecha por el efecto Coriolis. Poco después la dirección del movimiento cambia para seguir los paralelos en una dirección W - E formando los vientos del oeste en altura (figura 6.16). En el hemisferío austral el desvío se ejerce hacia la izquierda, en una trayectoria del aire hacia el sur formando, también, los vientos del oeste en altura. La figura 6 . 17 es un esquema simplificado de los vien­ tos del oeste en relación con las altas subtropicales y los vientos tropicales del este. Obsérvese cómo el cinturón de altas presiones consta de varias células anticiclónicas. Los vientos del oeste en altura permanecen en las latitu­ des polares, donde forma un gran vórtice, que es donde se situa la Baja polar y en ella la presión atmosférica disminuye rápidamente. Alrededor de la Baja polar, los vientos del oeste com­ prenden todo el espesor de la troposfera. Hay que obser­ var que ésta es más delgada en las altas latitudes que en las bajas (figura 6.21). El flujo derivado de este tipo de viento se halla frecuentemente perturbado por la forma­ ción de amplias ondulaciones llamadas ondas de Rossby. Éstas se desarrollan a lo largo de una estrecha zona de contacto entre una masa de aire polar, la cual forma la troposfera en las latitudes polares y el aire cálido tropical, el cual rodea el globo en las latitudes ecuatoriales. Esta zona de contacto se denomina Frente polar y es una zona inestable sobre la cual se generan diversas perturbacio­ nes atmosféricas. El diagrama A de la figura 6.18 nos muestra un frente polar completamente plano, en condición estable, aun­ que se comienzan a formar pequeñas oscilaciones en su línea de frente. Estas ondulaciones comienzan a invagi­ narse poco a poco (diagramas B y C) hasta convertirse en las ondas de Rossby. El aire frío polar penetra en las bajas latitudes en profundos entrantes que se constituirán en hondonadas de baja presión en altura. En el diagrama C se ilustran dos depresiones cuyos ejes están dibujados en trazo discontinuo. Al mismo tiempo el aire cálido tropical se desplaza hacia altas latitudes a modo de cuñas entre las depresiones y formando unos núcleos de altas presio­ nes en la troposfera. Tal como veremos en el capítulo 8, esta fase de desarrollo de la onda está asociada con el brote de tormentas (tormentas ciclónicas) cerca de la su­ perficie. El diagrama D ilustra cómo las ondas han profundizado hasta el punto que las depresiones están siendo estrangu­ ladas; todo ello concluirá en una rotura completa que­ dando desunidas de la masa inicial. Cuando esto ocurra, esta masa aislada se convertirá en una baja oclusión cicló­ nica, que no es más que una borrasca aislada en altura. El aire cálido puede también invaginarse formando una

Vientos del oeste en las capas altas y ondas de Rossby

30

'O

Vientos del oeste en las capas altas y ondas de Rossby

.3 :;::; <

E

"' 'O

e:

:;::;

6

20 ""

3

Z;> u

"' E



·c. "' e::

Vl

NE

Q¡ >

'O

i:i'i

"' o

e

o

Vl "' 00 "' > Vl "' ---'

"' ""

.'.3 Z;> =: O "' (/)

"' E " >-

1 000 mi.

500

10

sw

1000 km

O

Sección transversal de Ja corriente en chorro sobre el oeste de Jos · Estados Unidos. Véase Ja figura 6.20 para conocer la línea de sección y el mapa de información complementario. (Fuente: H. Riehl, 1962, jet Streams of the Atmosphere. Colorado State Univ., Fort Collins. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publ ishers, figura 15.27. Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.) FIGURA 6 . 1 9.

oclusión anticiclónica, que corresponderá a un antici­ clón en altura. La importancia del mencionado fenómeno radica en el transporte de aire frío en las bajas latitudes y de aire cálido a las altas. A través de este proceso de advección o mezcla horizontal, el transporte meridional

1 10

100

90

50

50

40

40

30

30

1 10

100

90

80

Mapa de isotacas (nudos) e indicación mediante flechas del sentido del viento de la superficie 300 mb (9 km) el día 2 2 de abril. Véase Ja figura 8.10 para una explicación de los símbolos. Las flechas con trazo continuo y grueso muestran el eje de Ja corriente en chorro. La sección transversal de Ja línea X-Y se muestra en Ja figura 6 . 19. (Datos de H. Riehl, 1962, jet Streams of the Atmosphere, Colorado State Univ., Fort Collins. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 15 .29. Copyright 1963, 1971, por Arthur N . Strahler.) FIGURA 6.20.

101

.3 <(

de excedente de calor hacia latitudes elevadas se cumple y con ello el proceso vital de mantenimiento del balance global de calor. Las ondas de Rossby se desarrollan lentamente. El proceso, ya descrito, de aislamiento puede representar varios días de duración hasta completarse, del mismo modo pueden debilitarse y disolverse sin llegar a rea­ lizarse todo el ciclo; pueden, asimismo, permanecer estacionarias por largos períodos de tiempo, o bien, pueden ser arrastradas lentamente en dirección oeste­ este.

50

40

Tropopausa

.!! "'

Superficie isobárica

· 20 �

10

Corriente en Chorro del Frente Polar

La

Asociadas a las ondas de Rossby se encuentra una estre­ cha franja de vientos con velocidades muy elevadas y que se denomina Corriente en Chorro Uet Stream) que se forman en la línea de contacto entre el aire frío y el cálido. La posición que ocupa se ilustra en la figura 6.18 mediante flechas con trazos gruesos. Podríamos decir que la Corriente en Chorro es como un pulso de aire, semejante a la circulación de agua por una manguera. La velocidad es máxima en el centro o núcleo, el cual se encuentra rodeado de zonas con movimiento más lento. La figura 6.19 muestra un corte transversal de la Corriente en Chorro con líneas de igual valor para la velocidad del viento. La máxima velocidad en el centro es de 300 km/h. Su altura sobre la superficie terrestre es de 11 km. La figura 6.20 muestra un mapa del tiempo donde se refleja el paso de la corriente sobre el oeste de los Estados Unidos en una trayectoria curvada hacia el SE, en direc­ ción al Golfo de México, para volver a girar de nuevo hacia el NE, sobre Florida, contorneando una onda de Rossby. La posición del núcleo de la Corriente se indica mediante una línea gruesa continua. Las líneas con igual velocidad del viento ( Isotacas) muestran cómo el máxi­ mo valor obtenido se localizó sobre Wyoming. La Corriente en Chorro descrita, forma a nivel de la tropopausa y a lo largo del Frente Polar, la superficie de contacto entre el aire frío polar y el cálido tropical, siendo por esta razón que se la conoce como Corriente en Chorro del Frente Polar. La existencia de esta corrien­ te queda ampliamente explicada por los principios ya desarrollados. La figura 6.2 1 muestra la posición del nú­ cleo de la Corriente en Chorro y del Frente Polar a nivel de la tropopausa y sobre latitudes medias. La tropopausa baja considerablemente en altura en el Frente Polar, sien­ do más baja en la zona fría que sobre la cálida. La presión atmosférica también cambia bruscamente en el Frente Polar: las superficies isobáricas, mostradas mediante lí­ neas en el diagrama, decaen considerablemente, en altu­ ra, en el Frente Polar y se obtiene la máxima pendiente a nivel del núcleo central de la Corriente en Chorro. La fuerte disminución del gradiente de presión provoca las altas velocidades del flujo de aire. La Corriente en Chorro del Frente Polar es importante en el control de los tipos de tiempo sobre latitudes medias, que constituirá el obje­ to de estudio en el capítulo 8. La Corriente en Chorro es utilizada normalmente por los aviones a reacción que tienen su curso normal entre las latitudes media y alta. Además de aumentar o dismi­ nuir la velocidad terrestre del avión, la Corriente en Chorro transporta una forma de turbulencia de aire que, algunas veces puede alcanzar niveles peligrosos. Es la

102

Q) ·a. Q) "C "'

30

Aire cálido tropical

40º

50º

60º

o 30º

Latitud

FIGURA 6.21.

Esta sección transversal esquemática del frente polar muestra la posición del núcleo de la Corriente en Chorro con relación a las superficies isobáricas. ( Fuente: E . R. Reiter, 1967, jet Streams, Doubleday and Co., Garden City N.Y. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 15. 30, Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

turbulencia en aire claro (CAT*) la cual se suele evitar cuando comienza a haber riesgo para el vuelo. Una segunda corriente en chorro de mayor importancia en cuanto a circulación general se configura en la zona subtropical. Denominada Corriente en Chorro Subtropi­ cal ocupa su posición en la tropopausa sobre las células de Hadley. Los vientos del oeste en esta zona adquieren * E n inglés CAT. Como que "cat" significa en castellano "gato" , a estas turbulencias se les llama familiarmente en castellano "gatos" que dan lugar a "baches"

y

perturbaciones en el vuelo.

FIGURA 6.22. Posición media de la corriente en chorro subtropical en invierno y franja de actuación principal del frente polar asociada a la corriente en chorro, también en invierno . (Fuente de datos de H. Riehl, 1962, jet Streams of the atmosphere, Colorado State Univ., Fort Collins. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 5 . 18, Copyright 1963, 1971, por Arthur N . Strahler.)

Vientos y circulación general

FIGURA 6.24. Mapa esquemático de las corrientes oceánicas. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 6 . 5 . Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 6.23. Esquema de la circulación general de vientos y las diferentes corrientes en chorro a lo largo de un corte meridiano de Polo a Polo. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 5 . 2 2 . Copyright 1 963, 1 97 1 por Arthur N. Strahler.)

unas velocidades max1mas de 345 a 385 km/h. En el mapa del hemisferio Norte correspondiente a la figura 6.22 se indican las posiciones medias de ambas corrien· tes en chorro, la del Frente Polar y la Subtropical, durante la estación invernal. Una tercera corriente en chorro, aún, se encuentra en latitudes más bajas. Se conoce con el nombre de Corrien· te en Chorro Tropical o Ecuatorial y su circulación se efectúa de este a oeste, en sentido opuesto a las dos anteriores. Aparece en verano (cuando el sol está en lo alto) y se limita al hemisferio Norte, concretamente sobre el sureste de Asia, India y África. Esta corriente se sitúa a niveles elevados, cerca de 15 km, y adquiere velocidades superiores a los 180 km/h. Se considera, por parte de los meteorólogos, que desempeña un importante papel en las lluvias durante el monzón de verano sobre el sureste de Asia. La figura 6.23 muestra, en una sección transversal de la atmósfera, la posición que ocupan las tres corrientes en chorro. El esquema refleja tan sólo las componentes oriental y occidental de la circulación atmosférica, des­ cuidando la componente meridional. Corrientes oceánicas

Una corriente oceánica es un flujo persistente de agua de componente predominantemente horizontal y cuya

Corrientes oceánicas

importancia radica en su papel como regulador térmico en la superficie terrestre. A escala planetaria, estos vastos sistemas de corrientes ayudan al intercambio de calor entre las altas y las bajas latitudes, y son esenciales en el mantenimiento del balance de calor terrestre. A escala local, podríamos decir que las corrientes cálidas de agua moderan la rigurosidad climática de las costas de latitu­ des árticas, mientras que, por otro lado, las corrientes frías alivian sobremanera el calor de los desiertos tropica­ les a lo largo de las estrechas franjas costeras. Prácticamente la totalidad de las importantes corrien­ tes superficiales oceánicas se ponen en movimiento debi­ do a la presencia de vientos superficiales permanentes. La energía se transfiere desde el flujo de vientos hacia el agua por rozamiento sobre la superficie acuática. Debido al efecto Coriolis, el movimiento del agua se efectúa hacia la derecha de su trayectoria (en el hemisferio Nor­ te) siguiendo, pues, una dirección que forma cerca de 45º a la derecha de la dirección de desplazamiento del vien­ to. Bajo la influencia de los vientos, las corrientes tien­ den a acumularse en las costas continentales, en cuyo caso la fuerza de gravedad, en su propensión a igualar el nivel del agua, iniciaría otro tipo de corrientes. Las diferencias de densidad de las aguas pueden, tam­ bién, ocasionar flujos oceánicos. Pueden originarse debi­ do a un gran calentamiento por insolación, o bien enfria­ miento por irradiación, las cuales se pueden producir más en algunos lugares que en otros. De esta manera el agua enfriada en los mares polares y árticos desciende hacia las capas bajas oceánicas, extendiéndose hacia el Ecuador y desplazando hacia la superficie las aguas más cálidas y por tanto menos densas.

103

FIGURA 6.25.

Derivas y corrientes oceánicas en enero, (U.S. Navy Oceanographic Office.)

Otra influencia más en el control de los movimientos del agua lo constituyen la disposición de cuencas y costas oceánicas. Corrientes que inicialmente son ocasionadas por vientos en su impulso sobre las costas, y que son localmente desviadas.

Esquema general de las corrientes oceánicas Para ilustrar la circulación de las aguas sobre la superficie terrestre podríamos referirnos a un oceáno ideal que se extienda desde el Ecuador hasta las latitudes 60' - 70' en ambos hemisferios (figura 6.24). Quizás uno de los he­ chos más destacados es el de los movimientos circulares, llamados giros, alrededor de las altas subtropicales, cen­ trados entre las latitudes 25 -30' N y S. Una corriente ecuatorial con flujo del oeste marca el cinturón de los Alisios y aunque éstos rolen de SW y NW, oblicuamente a los paralelos, el movimiento del agua sigue un movi­ miento latitudinal. Un lento movimiento del agua con sentido este se encuentra sobre la zona de los vientos del oeste en lo que se denomina deriva del viento del oeste, cuya exten­ sión comprende en el hemisferio Norte de los 35 a los 45', mientras que en el hemisferio Sur se sitúa entre los 30-35' hasta los 70' debido a la existencia de un inmenso oceáno abierto en las latitudes más elevadas. Las corrien­ tes ecuatoriales están separadas por una contracorriente ecuatorial que adquiere un buen desarrollo en los océa­ nos Pacífico, Atlántico e Índico (figura 6.25). A lo largo de los bordes occidentales de los océanos y en bajas latitudes, la corriente ecuatorial vira hacia el Polo formando una corriente cálida paralela a la costa. Un ejemplo de ello lo constituye la Corriente del Golfo (Corriente del Caribe o de Florida), la Corriente japonesa (Kuroshio) y la Corriente brasileña, las cuales aportan temperaturas más altas del valor medio a las costas adya­ centes. La deriva de los vientos del oeste cuando se aproxima a las costas orientales del océano, se desvía tanto hacia el

104

norte como hacia el sur, a lo largo de toda la costa. El flujo que se dirige hacia el Polo es de características frías, producidas por el ascenso de aguas procedentes de las \ profundidades. Un buen ejemplo de ello lo constituyen: la Corriente de Humboldt (Corriente del Perú) frente las costas de Chile y del Perú; la Corriente de Benguela, frente a la costa suroccidental de África; la Corriente de California, en la costa oeste de los Estados Unidos y la Corriente de las Canarias, que circula por las costas de la Península Ibérica y norte de África. Al noreste del océano Atlántico la corriente de los vientos del oeste es desviada hacia el norte por una corriente relativamente cálida: es la Corriente Noratlánti­ ca que se extiende alrededor de las Islas Británicas, en el mar del Norte y a lo largo de la costa de Noruega. El puerto de Murmansk, en el Círculo Polar Ártico, tiene la posibilidad de estar abierto a la navegació� a lo largo del año, debido a esta corriente. En el hemisferio Norte, donde el mar polar está circun­ dado casi completamente por tierras, existe un flujo de agua fría hacia el Ecuador que se realiza a través del lado occidental de los largos estrechos que conectan el océa­ no Ártico con la cuenca atlántica. Las treS principales corrientes de este tipo son: la corriente de Kamchatka, que se dirige hacia el sur a lo largo de la península que lleva ese nombre y de las islas Kuriles; la corriente de Groenlandia circula hacia el sur por toda la costa este de esta isla, y a través del estrecho de Dinamarca; y la corriente del Labrador, con dirección también sur, desde la bahía de Baffin a través del estrecho Davis hasta alcan­ z:ir las costas de Terranova, Nueva Escocia y Nueva Ingla­ terra. Tanto en el océano Atlántico como en el Pacífico, las bajas de Islandia y la Aleutiana coinciden, a "grosso modo", con dos centros de circulación :mtihoraria que son las corrientes frías árticas y la deriva de los vientos del oeste . La región antártica tiene un esquema de circulación aparentemente simple . Consiste en una corriente cir-

Vúmtos y ctrculact6n general

c.umpolar antártica que se mueve en sentido horario alrededor del continente que le da nombre hasta una latitud de SO a 6Sº S, donde existe un espacio continuo de océano libre. Los oceanógrafos reconocen actualmente que la circu­ lación oceánica comprende una complejidad de movi­ mientos de masas de agua de diferente temperatura y salinidad, con importantes ascensos y descensos en de­ terminadas regiones oceánicas.

Energía eólica, energía de las olas, energía de las corrientes oceánicas La energía eólica es una forma indirecta de energía solar que se ha venido utilizando desde antiguo. Los molinos de viento en los Países Bajos (Europa), jugaron un impor­ tante papel en el bombeo del agua desde los polders hacia el exterior; las tierras ganadas al mar fueron regene­ radas para el cultivo. Los molinos también se han utiliza­ do para moler grano, en áreas bajas y llanas donde no existían cursos de agua suficientemente fuertes para utili­ zar la energía hidráulica. El diseí'ío de nuevos tipos de molinos de viento ha ocupado a los investigadores desde hace bastantes décadas. El abastecimiento total de elec­ tricidad a partir de la energía eólica es enorme: la Organi­ zación Meteorológica Mundial estima que el uso de ge­ neradores eléctricos a partir de la energía de este tipo en lugares favorables a lo largo y ancho del globo viene a ser alrededor de 20 millones de megawatts, un número cien veces superior al total de la capacidad de generación de energía eléctrica en los Estados Unidos. Sin embargo, todavía se han de resolver bastantes problemas en el desarrollo de ésta como fuente importante de recursos. El empleo de pequeí'íos y baratos molinos de viento para irrigación en la India ha suscitado un considerable interés, debido a que. las parcelas de cultivo son peque­ í'ías y el coste de las bombas con motor diese! o eléctricos es elevado. Las pequeñas turbinas impulsadas por viento constituyen una fuente prometedora de energía eléctrica suplementaria para granjas, ranchos o casas. El motor Daerrius con palas circulares que giran sobre un eje en posición vertical está adapt<Jdo para pequeí'íos generado­ res, cuya producción es menor de SO kilowatts. Las turbi­ nas eólicas que se pondrán en servicio y que serán poco a poco mejoradas, se ajustan a la escala de los propósitos a los que vayan destinados. Actualmente están en funciona­ miento turbinas con una producción que raya entre los SO y los 200 KW, al servicio de reducidas comunidades. Las turbinas eólicas con una capacidad de producción entre SO y 1 00 KW han sido instaladas en un gran número de lugares apropiados, formando grandes extensiones de molinos (Windfarms), los cuales están dispuestos en lar­ gas hileras a lo largo de las lomas; las turbinas intercep­ tan los vientos locales fuertes y frecuentes. Uno de tales lugares es el Paso de Tehachapi en California, donde los vientos con sentido sureste están encauzados en el Valle de San Joaquín, a través de estrechos pasos entre monta­ í'ías antes de entrar en el desierto Mohave. Otra localidad, situada a 80 km al oeste de San Francisco, es el paso de Altamont, entre los condados de Alameda y Contra Costa. En esta zona los vientos del oeste persistentes y diarios se forman como respuesta a la existencia de una superficie de baja presión en el Great Valley y hacia el este de este lugar. En ella se han instalado una serie de "windfarms" con un total de 3 .000 turbinas para la Pacific Gas and

Energía eólica, de las olas y de las corrientes oceánicas

FIGURA 6.26. Esta gigantesca turbina eólica está diseñada para generar 3 megawatts de energía eléctrica con vientos de 65 km/h. Está situada en Palm Springs (California) . (Southern California Edison Company.)

Electricity Company con un rendimiento superior a los SOO millones de kilowatts - hora de electricidad al afio. También existen turbinas eólicas de mayor tamaí'ío, susceptibles de generar entre i y 4 megawatts, que están en construcción en numerosos sitios. En 1 980, la Sout­ hern California Edison Company puso en funcionamien­ to turbinas con una capacidad de 3 megawatts en el paso de San Gorgonino, cerca de Palm Springs, donde la velo­ cidad del viento suele alcanzar los 27 km/h (figura 6.26). Esta unidad puede abastecer las necesidades de electrici­ dad para 1 .000 hogares, con un ahorro anual de combus­ tible de aproximadamente 1 0.000 barriles de petróleo con bajo contenido en azufre. Las máquinas para el aprovechamiento de la energía eólica adaptadas para trabajar sobre las superficies oceá­ nicas, se basan en diseí'íos especiales, utilizando una plataforma flotante, o bien mástiles sobre boyas flotantes que aguantarán turbinas cuyas hélices fueran orientables. Están previstas unas unidades capaces de producir gran­ des cantidades de energía eléctrica. Se instalarían en lugares alejados de las costas donde los vientos son per­ sistentes y adquieren unas velocidades medias superiores a las que se alcanzan en tierra. La energía procedente de las olas es otra forma de energía solar indirecta. La mayoría de las olas oceánicas se producen por la tensión que ejerce el viento reinante sobre la superficie marítima. Las olas se caracterizan por el movimiento vertical de las partículas de agua. Sola­ mente existe un ligero desplazamiento horizontal. Lo que realmente interesa es la energía cinética que viaja rápidamente con las crestas y valles del movimiento on-

10 5

dulatorio. Este tipo de energía se puede extraer o aprove­ char mediante la instalación de masas flotantes ancladas en el fondo marino. Así como ésta asciende y cae, un mecanis.no se pone en funcionamiento y dirige la ener­ gía transmitida a un generador. Unos sistemas neumáti­ cos, utilizando el principio de los fuelles, trabajan por la diferencia de presión que ejerce el agua circunda1.te, tan pronto el nivel del agua suba o baje. Algunos de estos mecanismos están en período de experimentación y pla­ nificación. El aprovechamiento energético a partir de los flujos de agua tales como la corriente del Golfo, o el Kuroshio, no es un proyecto actual. El denominado Programa Coriolis (Coriolis Program) estudia el efecto que concentra en los márgenes continentales el flujo de la corriente del Golfo; es un gran proyecto que aboga por Ja instalación de turbinas ancladas en el fondo oceánico para el aprove­ chamiento de la corriente marina. Cada una de ellas tendría un diámetro de 1 70 m y con una capacidad de 83 megawatts de energía eléctrica. La instalación de tan sólo 242 de tales ingenios producirían una cantidad de 1 0.000 megawatts -una gran parte de las necesidades energéti­ cas de Florida, y que equivale a 1 30 millones de barriles de crudo anual.

La circulación general y el medio humano

Hemos esquematizado Jos mecanismos y circuitos más importantes de transporte de calor sensible desde las

106

bajas latitudes hacia las altas. En primer Jugar tenemos las células de Hadley, las cuales funcionan como una máquina de calor singular y que transportan Ja energía calorífica desde el área ecuatorial a Ja subtropical. Las ondas de las capas superiores de la atmósfera Jo recogen y lo envían hacia latitudes polares realizando un inter­ cambio con el aire trío allí reinante. Las corrientes oceá­ nicas ejercen un papel similar a través de los grandes gi­ ros. La circulación general atmosférica transporta calor la­ tente a través del vapor de agua. Éste lo libera por con­ densación, en un proceso que examinaremos en el si­ guiente capítulo. El movimiento del vapor de agua representa también el transporte de grandes cantidades de este elemento y por ende su parte en el balance hídrico del globo. Los sistemas de vientos en las capas bajas de la tropos­ fera tienen una importancia ambiental directa. A su llegada a las cadenas montañosas costeras, después de un largo recorrido sobre superficies marítimas, estos vientos transportan grandes cantidades de vapor de agua que será devuelta en forma de precipitación sobre la costa. De esta forma la circulación de los recursos hídricos está en cierto modo determinada por Jos modelos de circulación atmosféricos. Los vientos también transportan contami­ nantes atmosféricos que serán llevados a decenas y cien­ tos de kilómetros lejos de su Jugar de origen. Todos éstos son los temas medioambientales relacionados con los vientos y que investigaremos en los dos capítulos pró­ ximos.

Vientos y circulación general

·

CAPÍTULO

7

Humedad atmosférica y precipitación

Hemos recalcado que tanto el calor como el agua son unos ingredientes vitalmente importantes en la biosfera, la capa viva. La vida animal y vegetal que se encuentra sobre la tierra y de las cuales el hombre depende para su sustentación, requiere la presencia de agua dulce. El hombre utiliza ésta de diversas maneras. La única fuente de suministro básica procede de la atmósfera a través de la condensación del vapor de agua, y es este estado el que nos ocupará principalmente en este capítulo, así como los procesos por los cuales pasa a los estados líquido o sólido para finalizar sobre las superficies oceá­ nicas o terrestres a través del proceso de precipitación. El agua, mediante la evaporación, abandona las super­ ficies marítimas y continentales volviendo de esta forma a la atmósfera. Evidentemente los caminos o trayectorias que sigue el agua forman una compleja red. Existe un balance hídrico a nivel planetario, tal como el que existía a nivel energético. El balance hídrico se realiza junto al flujo de materia, de forma que complementa el balance energético. Pasemos revista en primer lugar a conceptos y procesos básicos que el tema incluye, para una mayor comprensión del balance hídrico.

ra 7 . 1 ) . Las flechas indican los seis posibles cambios de estado. En meteorología, los intercambios de energía calorífica que acompañan a los cambios de estado son de Ja mayor importancia. Por ejemplo, cuando el agua se evapora, él calor sensible, que podemos medir y apreciar mediante el termómetro, pasa a una forma más oculta contenida en el vapor de agua y conocida como calor latente de vapo­ rización. Este cambio conlleva una disminución de la temperatura del líquido que lo contiene. Un efecto de enfriamiento de este tipo es el producido por la evapora­ ción de la sudoración de la piel. Por cada gramo de agua evaporado, cerca de 600 calorías de calor sensible pasan a forma latente. En el proceso inverso, una cantidad seme­ jante de energía se libera para convertirse en calor sensi­ ble con el correspondiente aumento de las temperaturas. De la misma manera, el proceso de congelación libera una cantidad de energía calorífica de 80 cal . por gramo de agua, mientras que el proceso de fusión absorbe una cantidad similar de calor, denominado calor latente de fusión. Cuando se da el proceso de sublimación, el calor ,.- -.',,;-_.....

Estados físicos del agua y calor

{t

/VAPOR \'�) DE AGUA '. :1

�.

Tal como se explicó en el capítulo 3, el agua se presenta bajo tres formas diferentes: 1) sólido, congelado en forma de cristal de hielo; 2) líquido, como agua; 3) gaseoso, vapor de agua. Desde el estado gaseoso, las moléculas pueden pasar a líquido por condensación; pero si las temperaturas son inferiores a Oº C, pasan directamente, por sublimación, a estado sólido en forma de agujas o cristales de hielo. Mediante la evaporación, el agua líqui­ da puede abandonar una superficie para convertirse en moléculas gaseosas, en forma de vapor de agua. E l paso de estado sólido (hielo) a gas (vapor de agua) y vicever­ sa, se denomina sublimación. De esta forma el agua pasa de estado líquido a sólido por congelación, y al revés por el proceso de fusión. Estos cambios pueden representar­ se en un triángulo en el cual los tres estados en que se presenta el agua ocupan cada uno de los vértices (figuEstados físicos del agua y calor

( '->. Estado �./ T_ ',_gaseoso .J7' (J'O�c,'b' "¡- -, . ..:!' '/;:,q, �� �� . , � !:::- .$.''o� 93"d'.();:) �(!'d:r;º!._

'º o,. "'° �; "'ó�('� �·� C}ó:� (:1 «) ".) '?,.,

- - -·�

r-,cf:§J,¿,Oq,' <J � � 10<:\"• '!§'.,...

_..::::

_¿

�e IELO

stado ' sólido

� <" ,.... '/,,

o.:: '-/,

, ....

ª\"' ;:vt:-

"'-6,..� . 0: 9i-Q>¿o,..

.

.

"'

1

. . SOLIDIFICACIÓN \. ., (' "'" � C9(' �� ... liberación de calor 1' \,. AGUA -;:¡ . 1 F�SIÓN .... ;- --estado _I absorc1on de calor J íquido _,,. i!JJ .



·

.

.

.::-'f¡?

FIGURA 7.L El agua en sus tres estados. Los cambios de uno a otro estado comprenden la absorción o liberación de calor.

107

absorbido por vaporización, o liberado por crjstalización, es aproximadamente igual a la suma de los calores laten­ tes de vaporización y de fusión.

Humedad La cantidad de vapor de agua que puede estar presente en el aire a una hora determinada varía enormemente de un lugar a otro. Puede alternar desde casi nada, en el aire frío y seco de las regiones árticas durante el invierno, hasta más de 4 o 5 % de un volumen dado de atmósfera en la zona húmeda ecuatorial. E l concepto de humedad se refiere a la cantidad de vapor de agua presente en el aire. Para una temperatura específica, la cantidad de humedad que puede contener una porción de aire tiene un límite definido que es conocido bajo el nombre de punto de saturación. Para una determinada temperatura, la proporción de vapor de agua relacionada con la máxima cantidad que pueda contener una porción de aire, es lo que llamamos hume­ dad relativa, y se expresa en tanto por ciento. Para el aire saturado, la humedad relativa es del 100 % ; cuando sólo está presente la mitad de la cantidad posible de vapor de agua que esta masa de aire puede contener, la humedad relativa será del 50 %, y etcétera. Un cambio en la humedad relativa de la atmósfera se puede atribuir a dos posibles causas. Si está expuesta a una superficie acuática, la humedad puede incrementar­ se por evaporación. Este proceso es lento, pues requiere que el vapor de agua se difunda hacia las capas altas de la atmósfera. La segunda forma es a través de un cambio de temperatura. Cuando no existe adición de vapor de agua, un descenso de las tempertauras puede incrementar la humedad relativa. Este cambio es automático pues la ca­ pacidad del aire para contener el agua en estado gaseoso disminuye con el enfriamiento, lo que resulta un incre­ mento en, ·el porcentaje de este elemento respecto. a la capacidad total de una porción de aire determinada. De forma inversa, un aumento de Iá temperatura acarrea una disminución de la humedad relativa, aun cuando no exis­ ta una liberación de vapor de agua. El principio de variación de la humedad relativa debi­ do a cambios en la temperatura queda refl,ejada en l a gráfica d e l a figura 7.2, en la q u e s e ilustran estas propie-

ºF

s·c 4h.

16ºC lOh.

32ºC 15h.

FIGURA 7.3. Los cambios de humedad relativa con la temperatura se deben a que el aire cálido tiene mayor capacidad de retención que el aire frío.

dades a lo largo del día: en el momento que la temperatu­ ra se eleva, la humedad relativa disminuye, y viceversa. Un sencillo ejemplo (figura 7.3) puede ayudar a com­ prender estas ideas. A las 10 h la temperatura del aire es de 16° C y la humedad relativa es del 50 %. A las 1 5 h el aire, caldeado por el sol, llega hasta los 32º C, la hume­ dad relativa, por tanto, habrá disminuido ostensiblemen­ te, hasta un 20 %, por lo que tendremos un aire seco. Poco a poco el aire se irá enfriando con el anochecer y hacia las 4 h su temperatura habrá disminuido hasta los 5º C. En este momento la humedad relativa habrá aumen­ tado hasta un 1 00 %, por lo que el aire está saturado. Un mayor enfriamiento ocasionaría la condensación del va­ por de agua excedente en forma líquida o sólida. Así como la temperatura continúe disminuyendo, la hume­ dad continuará en el 1 00 %, pero se llevará a cabo la condensación formando pequeñas gotitas de rocío o nie­ bla. En caso que bajase por debajo del punto de congela­ ción se formaría hielo en las superficies expuestas. El punto de rocío es la temperatura.crítica, el punto en el cual el aire se satura por enfriamiento. Por debajo del . punto de rocío la condensación suele aparecer produ­ ciendo diminutas gotitas de agua. Un excelente ejemplo de condensación por enfriamiento se puede observar en verano, cuando sobre jarras o vasos con agua congelada, en su exterior, se forman unos rosarios de gotitas de hu ­ medad.

Cómo se mide la humedad relativa

30 80

H.R. 2096

Pequella pacidad

ºC Temperatura del aire

25 70

45 40 01-....11,__���,l.___jc,___J_�---'-�'------'�-'-�•�--·,__... Mediodía Medianoche 6 h. 18 h. Medianoche

FIGURA 7.2. Gráficas de humedad relativa, temperatura y punto de rocío durante mayo en Washington, capital. ( D atos procedentes del National Weather Service .)

108

La humedad del aire se puede medir de dos maneras diferentes: el higrómetro y mediante el psicrómetro. E l primero de ellos indica la humedad relativa sobre una esfera calibrada y los hay de diferentes tipos. El más sencillo de todos ellos utiliza cabellos humanos trenza­ dos que se estiran o acortan según la humedad relativa del medio, moviendo de esta manera una aguja (figura 7.4) . El registro continuo de humedad se realiza median­ te el higrógrafo, el cual utiliza un mecanismo similar al del higrómetro. El higrógrafo realiza, sobre una hoja de papel dispuesta en un cilindro rotatorio, una gráfica con­ tinua de la humedad ambiental. El psicrómetro utiliza un principio diferente . Consiste simplemente en un par de termómetros dispuestos de forma paralela (figura 7.5). Uno es del tipo ordinario; el otro posee un paño, humedecido continuamente, que envuelve el depósito. Cuando el aire está completamente saturado (la humedad relativa es del 1 00 %), no hay Humedad atmosférica y precipitación

60

50

E

40

o

j e;<

g_ 30

:g E E "' 20

10

o---..-­ -40 -30 -20 -10 -40

-20

o

20

O

10 40

20 60

30 80

40

50ºC

100

120ºF

Tem peratura

FIGURA 7.6. La máxima humedad específica de una masa de aire se incrementa claramente con el aumento de temperatura. FIGURA 7.4.

Un sencillo higrómetro casero.

evaporación en el paño humedecido y ambos termóme­ tros marcan la misma temperatura. Cuando el aire no está saturado del todo, hay evaporación, por lo que se enfriará el termómetro con la envoltura y registrará, por tanto, una temperatura inferior a la ordinaria. Debido a que el grado de evaporación depende de la sequedad ambiental, la diferencia entre las temperaturas de ambos termómetros se incrementará, al tiempo que disminuirá la humedad. Unas tablas nos indican la humedad relativa para deter­ minadas combinaciones de las lecturas de ambos termó­ metros. Para asegurar de que se l leva a cabo la máxima evaporación, ambos utensilios están unidos mediante una articulación giratoria a una manecilla con la cual se puede hacerlos girar. Otros tipos de psicrómetros utili­ zan un extractor de aire para retirar el que ha pasado ya por el depósito del termómetro húmedo.

Humedad específica Aunque la humedad relativa es un importante indicador del estado de vapor de agua contenido en el aire, es tan sólo una manifestación de la cantidad relativa presente

. ��···.::::-1· .¡ - � ..- ..- - -:;-,- .IT; ...�.. � --=� •__±_"'_:___ ·;;;-:·,;:--=· :..-:.-� ... :::::::.:·-;::::=-;:::-·7... :::.i¡• ..

FIGURA 7.5. El psicrómetro utiliza un par de termómetros. El termómetro con la ampolleta cubierta con el paño humedecido sobresale por debajo del termómetro seco. La manecilla se utiliza para balancear los termómetros al aire libre. (National Weather Service . )

Humedad especifica

en relación con la cantidad necesaria para saturar. La humedad existente en un momento determinado se indi­ ca mediante la humedad especifica, definida como la masa de vapor de agua expresada en gramos que se contiene en un kilogramo de aire. Para cada temperatura específica del aire, existe una cantidad máxima de vapor de agua que puede estar contenida·en un kilogramo de aire (el punto de saturación) . La figura 7.6 es una gráfica que refleja la máxima humedad que puede contener una porción de aire para un amplio repertorio de tempera­ turas. La humedad específica se utiliza, a menudo, para defi ­ nir las características higrométricas de una masa de aire. Por ejemplo, el aire frío y seco de las regiones árticas en invierno puede llegar a tener una humedad específica de me.nos de 0,2 g/kg, mientras que el aire cálido y húmedo de las regiones ecuatoriales suele contener más de 1 8 g/kg. La variación anual a nivel mundial e s tal q u e los valores máximos de humedad específica que se puedan obtener pueden llegar a ser 1 00 o 200 veces mayores que el valor más pequeño que podamos encontrar. La figura 7.7 es una gráfica en la que se observa la oscilación de la humedad relativa y la específica con la latitud. Obsérvese que la curva correspondiente a la humedad relativa presenta dos mínimos uno sobre cada cinturón de altas presiones subtropicales, donde se ha­ llan los desiertos tropicales del mundo. Al mismo tiempo la humedad es elevada en el Ecuador y en las zonas árticas. De forma inversa, la curva de la humedad especí­ fica presenta un único máximo en el Ecuador y declina hacia las altas latitudes. En un sentido más real, la humedad específica es un patrón geográfico para medir una fuente natural básica -el agua- que se puede aplicar desde las regiones ecua­ toriales a las polares. Es una medida de la cantidad de agua que se puede extraer de la atmósfera a través de la precipitación; así, mientras el aire frío tan sólo puede aportar una pequeña cantidad de lluvia o nieve, el aire cálido puede suministrarlo en grandes cantidades.

109

90 "' .<'.

1\! � -g -o

., E " r.

Muy húmedo

;E



.,

-g -o ., E " I

JO

8

6

1i 1 :. 1 ol "- 1 �I

Baja ecuatorial

1 1 1 1 1 1

� I� .�¡g -e.o >-1 1

�I

40

30 Norte

1

20

818

'E,:;-

o

10

20

Latitud

30

40

1

o

50 60 7090

Sur

FIGURA 7.7. Perfiles de polo a polo de la humedad relativa (gráfica superior) y la humedad específica (inferior) . (Datos procedentes de Haurwitz and Austin.)

Condensación y proceso adtabáttco La lluvia, la nieve, el cellisca o aguanieve, o bien el granizo, se refieren a un mismo fenómeno denominado precipitación. Solamente donde las extensas masas de aire experimentan una continua disminución de las tem­ peraturas por debajo del punto de rocío, la precipitación adquiere una considerable magnitud. É sta no ha de ocu- rrir tan sólo por el simple proceso de enfriamiento del aire por una pérdida de calor por irradiación de onda larga durante la noche; la precipitación requiere un as­ censo de la masa de aire hasta elevadas cotas. Una importante ley en meteorología establece que el aire ascendente experimenta una disminución de la tem­ peratura, aun cuando no se pierda energía calorífica ha­ cia el exterior. E l descenso de las temperaturas es el resultado de un decremento de la presión atmosférica en altura, permitiendo al aire ascendente expandirse. Debi­ do a que las moléculas del gas se hallan en forma difusa, y su movimiento no es rápido, la temperatura sensible del gas en expansión disminuye. A todo esto se le define como un proceso adiabático, lo que significa que "ocurre sin una pérdida ni ganancia de calor" . En el proceso adiabático, la energía calorífica permanece de la misma forma que perdura la materia dentro de una masa de aire. El proceso es, de esta manera, reversible en su totalidad. La expansión resulta siempre de un enfriamiento; la com­ presión, de un caldeamiento. En una porción de aire ascendente, el gradiente de descenso de la temperatura, denominado gradiente adia­ bático seco, es de 1 0º C por cada 1 .000 m de ascenso vertical . En unidades anglosajonas es de 5 ,5° F por cada 1 .000 pies. El gradiente adiabático seco se aplica tan sólo si no existe condensación. El gradiente vertical o punto de rocío también baja gradualmente con el ascenso de aire: el gradiente es de 2º C por cada 1 .000 m ( 1 ' F por 1 .000 pies). El gradiente adiabático de enfriamiento no ha de ser confundido con el gradiente de temperatura, expuesto en el capítulo 3; éste se aplica para el aire estable, cuya temperatura es medida en sucesivos niveles de altitud.

110

500

o

7000 6000 5000

o

o

1000

81 1 .i 1 :. 1 01 "- 1 �I _g 1 (.) 1 1

Gradiente adiabático de "t saturación º C/lOOOm (í2 º F/1000p) "t "t

i'. �I

-cs..ro:

JO

1500

:;;¡:

1 1

.,lo "OfC:

>-p 1

.a

"t o

4000

Nivel de condensación

Gradiente Gradiente del \�o punto de rocío \ � diabático seco C/1000 m 2º C/1000 m ( F/1000 p) (2º F/1000 p)

5

pies

8000



:¡::;

1

1

.,,

4 u1 1 2 1 1 o 90 70 60 50

'O

Alta subtropical

'F

"b

Seco

Alta subtropical

70

o

2000

Seco

l8 1 1 J6 1 ol J4 .� 1

"' l2

"t

m

60

60

2500

80 70

50

40

Húmedo

10

\ º�o·� \ º" \o o 15

20

25

3000 2000 1000 o

Temperatura FIGURA 7.8. Disminución adiabática de la temperatura en una masa de aire ascendente. (Dibujo procedente de A.N. S trahler. The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 18.5 Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Las diferentes proporciones se observan sobre una sen­ cilla gráfica en la cual la altura se dispone en el eje de ordenadas y la temperatura en abscisas (figura 7.8) . La cadena de círculos unidos mediante flechas representa el aire ascendente a modo de burbujas. Supongamos que una porción de aire próxima a la tierra tuviese una tempe­ ratura de 20' C y que su punto de rocío fuese de 12' C; éstas son las condiciones iniciales de la figura 7.8. Si ahora la burbuja sufriese un ascenso continuo, su tempe­ ratura decrecería mucho más rápido que la del punto de rocío, por consiguiente ambas líneas convergerían rápida­ mente. A una altura de 1 .000 m la temperatura del aire coincidirá con la temperatura del punto de rocío, por lo que la burbuja habrá llegado a su punto de saturación. Si sube más alto el vapor de agua se condensará en diminu­ tas gotas de agua, partículas líquidas y se formará la nube. La base plana de ésta es un indicador visual del nivel de condensación. En cuanto la burbuja de aire saturado asciende, se lleva a cabo una mayor condensación, pero ahora se pone en fu ncionamiento un nuevo mecanismo: cuando el vapor de agua se condensa, el calor en forma latente se transfor­ mará en calor sensible el cual se añadirá al existente, contenido en la porción de aire. Recordemos que el calor latente de vaporización es de 600 calorías por cada gramo de agua. Originalmente, esta energía almacenada se ob­ tuvo mediante el proceso de evaporación en el momento que el vapor de agua entró en la atmósfera. Así como continúe la condensación dentro de una masa ascendente de aire, el calor latente liberado por condensación compensa en parte la disminución de tem­ peratura por enfriamiento adiabático. El resultado es que el gradiente .adiabático se verá enormemente reducido, oscilando entre los 3 y los 6' e por cada 1 .000 m (2 a 3' F por cada 1 .000 pies) . A éste se le denominará gradiente adiabático húmedo. Sobre la gráfica, esta reducción del gradiente se expresa por una mayor pendiente de la línea situada sobre el nivel de condensación. El valor más bajo del gradiente húmedo (3' C cada 1 .000 m) se aplica cuando la condensación es muy rápida, lo cual es caracte­ rístico en latitudes próximas al Ecuador. A medida que el Humedad atmosférica y precipitación

aire asciende y deviene cada vez más frío, la proporción con que se condensa el vapor de agua va disminuyendo, incrementándose, con ello, el gradiente adiabático hú­ medo hasta valores elevados (más de 6° C cada 1 .000 m) con lo que se acerca gradualmente al valor del gradiente adiabático seco ( 1 0º e cada 1 .000 m ) .

Constitución de las nubes Uita nube es una masa densa de partículas de agua o hielo, de un diámetro que oscila entre 20 y 50 micras. Cada partícula que la constituye se forma sobre un nú­ cleo de materia sólida, el cual en su origen tenía un diámetro que oscilaba entre 0,1 y 1 ,0 micras. Los núcleos de condensación han de estar presentes en gran número, al mismo tiempo que han de poseer características higros­ cópicas, que no es más que su composición sea suscepti­ ble de atraer moléculas de vapor de agua. En el capítulo 3 nos referíamos a éstas , en general, como diminutas partículas suspendidas a modo de polvo atmosférico y observábamos que una fuente de abastecimiento lo for­ maban las superficies marítimas. Las gotitas de agua pul­ verizadas, procedentes de la cresta de las olas, son rápida­ mente transportadas hacia las capas altas de la atmósfera mediante turbulencias del aire. La evaporación del agua libera un residuo sólido de sal cristalina, cuyas caracterís­ ticas higroscópicas son de todos conocidas. Sin ir más lejos, se puede observar cómo la sal de mesa o de cocina se vuelve húmeda en cuanto se expone a un aire cálido y húmedo. Aunque el término de "aire limpio" es una meta me­ dioambiental a conseguir, es un concepto del todo relati­ vo pues todo el aire de la troposfera está lleno de polvo y como resultado podemos decir que no hay carencia de núcleos de condensación apropiados . Tal como veremos en el tema de la contaminación atmosférica, la elevada cantidad de polvo que transporta el aire sobre las ciuda-

des ayuda substancialmente a la condensación y forma­ ción de nubosidad y niebla. Estamos acostumbrados a que el agua líquida se vuelva sólida, cuando la temperatura del medio que la rodea es inferior al punto de congelación o igual (Oº C) . El agua, en cada diminuta partícula que constituyen las nubes, permanece en estado líquido a temperaturas muy por debajo de 's u punto de solidificación. Tal estado de este agua se define como agua suben/riada. Las nubes están formadas en su totalidad por gotitas de agua a temperatu­ ras por debajo de, aproximadamente, - 1 2º C . Entre ésta y los -30º C la nube está compuesta por gotitas de agua y cristales o agujas de hielo. Por debajo de los -30º C lo que predomina en la nube son los cristales o agujas de hielo. Más allá de los -40º e todas las partículas son cristales de hielo . Las nubes muy altas y fibrosas formadas a altitudes comprendidas entre los 6 y los 1 2 km están compuestas por partículas de hielo.

Clasificación de las nubes por su forma Las nubes se clasifican de acuerdo a la altura donde se ubican y según su forma (figura 7.9) . Basándonos en la forma hallamos dos tipos de nubes: estratiformes, o capa de nubes estratificadas; cumuliformes, o nubes globu­ losas. Las nubes del primer tipo, estratiformes, son blanqui­ nosas y ocupan grandes extensiones. La importancia de este tipo radica en que nos indica la presencia de capas de aire que están obligadas a ascender gradualmente sobre una capa estable de elevada densidad. A medida que continúa su ascensión, se enfría adiabáticamente y la .condensación se efectúa sobre una amplia zona. Las nu­ bes de tipo estratiforme pueden ocasionar gran cantidad de precipitación en forma de lluvia o nieve. Las nubes cumuliformes son masas globulosas que se podrían representar a modo de burbujas de aire calenta-

Tipos de nubes agrupados en familias de acuerdo con su altura y su forma (dibujo de A.N. Strahler).

FIGURA 7.9.

Clasificación de las nubes por su forma

111

Nube de tipo cumulonimbos aislada, con precipitación en la base (U.S. Navy).

FIGURA 7.10.

do, que asciende espontáneamente debido a que poseen una menor densidad que el aire que las circunda. La precipitación producida por este tipo de nubes se realiza sobre una pequeña área. La figura 7.9 muestra dentro de las familias de nubes, cuatro clases: las tres primeras se definen de acuerdo con la altura (alta, media y baja); la cuarta categoría forma el tipo cumuliforme, el cual adquiere un buen desarrollo vertical y puede extenderse hasta alturas muy elevadas. En la Lámina B.5 se muestra una gran variedad de tipos de nubes. La familia de nubes más altas está constituida por los cirros y sus formas derivadas, cirrostratos y cirrocúmulos, que se hallan a alturas comprendidas entre los 6 y los 1 2 k m . Están compuestas por cristales de hielo. El cirro es una nube delicada, una nube arrizada, a menudo forman­ do rayas o líneas en el cielo. No impide el paso de la luz solar o lunar y aparece, al observador terrestre, como si tuviese un movimiento lento aparentemente . La realidad es muy distinta, los cirros se mueven a grandes velocida­ des y suelen indicar la presencia de la corriente en cho­ rro en altura. El observador puede conocer la dirección del viento en altitud mediante la interpretación de la formación fibrosa del cirro. El cirrostratos es una nube formada por cristales de hielo y que constituye una estra­ tificación, una capa, más homogénea, produciendo un halo alrededor del sol o de la luna. Allá donde la capa nubosa aparezca bajo una formación de piezas globula­ res, a modo de paquetitos, se les denomina cirrocúmu­ los. Es el clásico "cielo aborregado". Dentro de la familia de nubes de altura media, entre los 2 y los 6 km, se incluyen los altostratos y los altocú­ mulos. El primero de ellos forma una capa blanquecina, a menudo suavemente distribuida bajo el cielo. Su aparien­ cia suele ser algo grisosa y su base parece, normalmente, alisada; se puede observar, con frecuencia, el sol como si fuera una mancha brillante en la nube. Los altocúmulos son una capa formada por masas nubosas individuales, dispuestas muy próximas unas de otras y siguiendo un patrón geométrico. Las masas aparecen de un color blan­ quinoso, algo gris en los laterales y a través de los resqui­ cios entre nube y nube se puede observar el azul del cielo. Los altostratos se asocian con proximidad de mal tiempo, mientras que los altocúmulos son característicos de buenas condiciones climáticas.

112

En la familia de las nubes bajas, desde el nivel terrestre hasta los 2 km, tenemos los stratus, nimbostratos y los estratocúmulos. Los estratos son una capa densa, baja y gris, oscura, de nubes; cuando este tipo de nubes produ­ ce precipitación en forma de lluvia o nieve se le denomi­ na nimbostratos, el prefijo "nimbo" procede del latín "nimbus" que significa temporal de lluvia. Los estratocú­ mulos son una capa de nubes bajas, formadas por diferen­ tes masas individuales entre las cuales el cielo aparece abierto. Éstas suelen formar los típicos "caminos de nu­ bes" orientadas, en su ángulo recto, a la dirección del viento y el movimiento de las nubes . Este tipo de nubes está asociado con tiempo bueno o una mejoría, pero puede ocasionarse alguna precipitación procedente de alguna de estas masas. Las nubes con gran desarrollo vertical -nubes cumuli­ formes- pueden disponerse a alturas mayores o iguales a su dimensión horizontal. El cúmulo es una masa nubosa blanca, como un ovillo de lana. Los pequeños cúmulos están asociados con el buen tiempo. Los grandes cúmu­ los (cumulas congestus) muestran una base plana y una superficie muy abu ltada, algo parecido a la forma que tiene una coliflor. Este tipo de nubes tienen un blanco puro por el lado iluminado por el sol, mientras que por los laterales y por la base presentan un color gris os­ curo. Bajo determinadas condiciones, que serán explicadas más tarde en este mismo capítulo, estas masas individua­ les de cúmulos crecen de forma exorbitante hasta formar los cumulonimbos, la nube típica de tormenta. Éstas producen abundante precipitación y un gran aparato eléctrico y vientos racheados fuertes (figura 7 . 1 O). Este tipo de nubes se pueden extender desde los 500 m en la base, hasta los 9 o 1 2 kilómetros en la cima. Cuando las observamos desde lejos la cima de la nube aparece de un color blanco luminoso, pero vistas desde abajo oscurecen el cielo como si fuera a anochecer (Lámina B.6). Los procesos que se dan junto a los cumulonimbos serán explicados posteriormente y en conexión a las tormentas.

Niebla La niebla es simplemente una nube que se pone en contacto con la superficie marítima o terrestre. Constitu­ ye un peligro medioambiental para el hombre que vive en el mundo industrializado: la formación de la niebla sobre las autopistas o carreteras frecuentadas es causa de ' terribles accidentes en cadena , que pueden involucrar a docenas de vehículos, cobrándose, a menudo, una gran cantidad de desperfectos y vidas humanas; ocasiona la demora de los aterrizajes e incluso el cierre de muchos aeropuertos importantes, causando importantes pérdidas económicas en las líneas aéreas, así como la molestia de innumerables pasajeros que viajan en un día cualquiera. Desde hace siglos la niebla en los mares ha sido un peligro para la navegación. Actualmente, con los grandes superpetroleros, este fenómeno añade a las probabilida­ des de colisionar, las consiguientes pérdidas de petróleo. Por último, las nieblas contaminantes sobre núcleos de población se convierten en un peligro para la salud de sus habitantes pues se lleva, de vez en cuando, un sinnú­ mero de vidas humanas. Un tipo de niebla conocida bajo el nombre de niebla por irradiación se origina durante la noche cuando la temperatura de las capas inferiores de aire, que están Humedad atmosférica y precipitación

inmóviles, baja más del punto de rocío. Este tipo de niebla se asocia con la inversión térmica a bajo nivel o terrestre (figura 5 .8) . Otro tipo lo constituye la niebla de advección que resulta del. movimiento de una capa de aire cálido y húmedo sobre una capa de aire más frío, o bien sobre una cobertura nivosa. La pérdida de calor por irradiación hacia la tierra provoca una caída de las tempe­ raturas por debajo del punto de rocío, iniciándose pues la condensación. Un tipo similar al anterior se forma sobre los océanos, donde el aire procedente de una corriente cálida sopla a través de una superficie fría causada por una corriente fría subyacente. Las nieblas en los grandes bancos de Terranova se deben a este origen, pues en estos parajes la corriente fría del Labrador se pone en contacto con las aguas cálidas procedentes de la corriente del Golfo.

Tipos de precipitación Durante el rápido ascenso de una masa de aire saturada, las partículas que constituirán las nubes crecerán rápida­ mente alcanzando unas dimensiones que oscilan entre las 50 y las 1 00 micras de diámetro. E llas se unen median­ te colisiones adquiriendo tamaños mayores, 500 micras. Gotitas de esta talla constituyen, a su llegada a la tierra lo que forma la llovizna, una de las formas de precipitación reconocida. Una mayor coalescencia aumentará el tama­ ño de las gotas y producirá lo que denominamos lluvia. El tamaño medio de las gotas de agua varía entre las 1 .000 y las 2.000 micras de diámetro (1 o 2 milímetros) pero pueden llegar a alcanzar un diámetro máximo de 7 mm. El superar este tamaño significa su rotura por volverse inestables, dividiéndose, en su caída, en diferen­ tes gotitas. Otro tipo de lluvia se forma directamente por condensación a estado líquido y coalescencia de gotitas , cosa que suele ocurrir en nubes sobre las zonas ecuato­ riales y tropicales . La lluvia que encontramos en latitudes medias y altas se debe a la fusión de nieve en su recorri­ do hacia niveles bajos y más cálidos. La nieve se produce en las nubes como consecuencia de un proceso de mezcla de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas. La caída de los cristales forma como núcleos que interceptan gotitas de agua. En cuanto se adhieren, la película de agua se hiela añadiéndose enton­ ces a la estructura cristalina (figura 7 . 1 1 ) . Los cristales cuajan juntos fácilmente formando grandes copos de nie­ ve, cayendo, en consecuencia más rápidamente de la nube. Cuando la capa de aire subyacente presenta tempe­ raturas inferiores al punto de congelación, la nieve alcan­ za el suelo en forma de precipitación sólida; de otra forma se fundiría y llegaría en forma de lluvia. Un proce­ so contrario, la caída de gotitas de lluvia a través de una capa de aire más frío, provoca la congelación originando bolas o granos de hielo, esto forma lo que se denomina aguanieve en Norteamérica. En los países de habla ingle­ sa y castellana el aguanieve lo constituye la mezcla de nieve con lluvia. El granizo, otra forma de precipitación, consiste en grandes bolas o esferas de hielo cuya formación se expli­ cará posteriormente en la parte dedicada a las tormentas . Cuando la lluvia cae sobre un suelo helado que está cubierto por una capa de aire con temperatura inferior a O' C, el agua se transforma en hielo transparente manifes­ tándose sobre el suelo u otras superficies como árboles, casas, tendidos eléctricos, de teléfonos (figura 7 . 1 2 ) . La cobertura de hielo se denomina verglás y el fenómeno

Cómo se mide la precipitación

FIGURA 7.11. E stos cristales de nieve muy aumentados fueron seleccionados por su variedad y su belleza. Fueron fotografiados por W.A. Bentley, un granjero de Vermont que consagró su vida a fotografiar copos de nieve. (National Weather Service.)

que lo ocasiona tormenta de hielo. De hecho, el hielo no cae, de modo que la cubierta de hielo no es una forma de precipitación. Los temporales de hielo causan grandes daños, especialmente en los tendidos eléctricos y telefó­ nicos, ramas de árboles; las carreteras y las aceras se vuelven especialmente peligrosas para circular por ellas.

Cómo se mide la precipitación La precipitación se mide por la cantidad que se recoge de ella, por unidad de tiempo: por ejemplo en centímetros o

FIGURA 7.12. Cables de teléfono y ramas abundantemente cubiertas de hielo como resultado de una tormenta de hielo que ocasionó grandes danos al este del estado de Nueva York en enero de 1943. (National Weather Service and New York Power and Light Co., Albany, N.Y.)

113

Ascensión de una burbuja de aire calentada formando una nube de tipo cúmulos. (Dibujo de A.N. Strahler. Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.7 Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 7.14.

Pluviómetro homologado de 20 cm de capacidad utilizado por el Servicio Meteorológico Nacional de los Estados Unidos (izquierda) . Pluviómetro de plástico de 10 cm de capacidad mostrando el embudo y un tubo graduado en su interior (derecha). (Sciences Associate !ne., Princeton, N.J.)

FIGURA 7.13.

milímetros , o pulgadas en los países anglosajones, por hora o día. Un centímetro de lluvia es una cantidad suficiente como para poder cubrir el suelo con la misma altura de agua teniendo en cuenta que no se perdiese nada por evaporación, escorrentía o filtración en el suelo. Una forma sencilla de calibrarla puede hacerse mediante un recipiente cuyas características habrían de ser: una base plana y que el costado y la base formen un ángulo recto. Una vez recogida, se mide el espesor de agua acumulada. El tiempo de acumulación ha de procurarse que no sea excesivo, pues por el contrario se perdería líquido por evaporación, falseando los resultados. Una pequeña cantidad de precipitación, tal como 2 mm, hace que el espesor de líquido sea demasiado delgado para medirla con precisión. Para superar esta dificultad, así como para reducir las pérdidas por evapo­ ración, el pluviómetro está construido con forma cilíndri­ ca en cuyo interior hallamos un embudo conectado a un estrecho tubo (figura 7 . 1 3 ) . Una pequeña cantidad llena­ rá el estrecho conducto hasta una altura considerable, de manera que se puede efectuar una lectura sencilla una vez se disponga de una escala graduada. Este aparato requiere un frecuente vaciado a menos que disponga de mecanismos apropiados para este fin. La precipitación en forma sólida, tal como la nieve, se mide mediante fusión de una muestra de una columna de nieve y su posterior reducción a su equivalente en agua. De esta forma ambos registros, los de nieve y los de lluvia, pueden compararse. Normalmente, una capa de 1 0 c m d e nieve e s equivalente a 1 c m d e agua, pero esta proporción puede ser de 30 cm a 1 cm para nieve poco densa y recién caída y de 2 a 1 en nieve vieja y fundida.

Cómo se produce la precipitación •

La precipitación en cantidades significativas se produce mediante dos tipos de mecanismos básicos: uno es un

114

ascenso espontáneo de aire húmedo; el otro, el ascenso forzado del aire que contiene humedad. La primera se asocia con la convección, un movimiento de la atmósfera que consiste en fuertes corrientes ascen­ dentes que se llevan a cabo en las células de convección. Este aire se eleva súbitamente en la célula debido a su menor densidad con respecto al aire que le rodea. Quizás una buena analogía sería el ascenso del aire calentado en una chimenea, sólo que a diferencia de éste, el ascenso de aire en una célula de convección se realiza a modo de impulsos, como burbujas de aire que suben en continua sucesión. Para ilustrar el proceso de convección, pongamos el siguiente ejemplo. Supongamos que una mañana clara y cálida de verano el sol brilla sobre un paisaje de parcelas de bosques y de campos. Ciertas superficies, como la tierra desnuda, se calientan más rápidamente y transmi­ ten este calor mediante radiación de onda larga a la capa de aire adyacente. Este devendría caliente, mucho más que el aire que lo rodea, y comenzaría a elevarse como un globo, como una burbuja, poco después de ser liberado. A menudo estos movimientos son denominados por los aeronautas como "térmicos" y éstos los utilizan para ele­ varse. A medida que el aire asciende, se enfría adiabáticamen­ te, de modo que finalmente su temperatura está por debajo del punto de rocío. La condensación comienza y la columna de aire ascendente aparece como un cúmulo. La base plana de esta nube nos indica el nivel de conden­ sación (figura 7.14) . La "coliflor", la parte superior de la nube , representa el límite de ascenso del aire cálido. Cuando la burbuja de aire está suficientemente enfriada por el proceso adiabático, cesa de ascender y queda parado el proceso de condensación. Entonces el peque­ ño cúmulo se disuelve, después de ser arrastrado por el viento. Bajo unos diferentes condicionantes atmosféricos, la convección continúa un desarrollo libre, incontrolado, de forma que la nube crece hasta convertirse en un cumulonimbos o nube de tormenta, la cual producirá grandes chubascos. ¿Por qué se lleva a cabo un crecimiento espontáneo de una nube continuando más allá de sus condiciones ini­ ciales, mucho después de que el aporte de energía calorí­ fica haya cesado? De hecho, un calentamiento desigual de la capa inferior de la atmósfera sirve solamente de efecto disparo para llevar a cabo una corriente ascenden­ te de forma espontánea, y alimentada por la energía calorífica latente liberada por la condensación del vapor de agua. Recordemos que por cada gramo de agua formaHumedad atmosférica y precipttact6n

A

\B

m

Aire estable

1500

Temperatura del aire circundante inmóvil

Aire inestable

o

'\ \



\

1000

ºC

Gradiente adiabático húmedo 3 ºC/1000 m

\ \�

15º 1000

18º

Temperatura de la burbuja de aire ascendente

�� o

o

25 ºC º�

500 o

'\. ' "'-

Gradiente adiabático seco /1'

1010 C/lOOO m 22

24

26

0

28

o

30

o 32

Gradiente vertical del medio / 12 ºC/1000 m 20

22

24

m

1500

Nivel de

22º

condensación

� 0

26

0

500

Gradiente adiabático seco

�o ºC/1000 m '-.""

28

o

30

32

T¡ T _)ij ?Oº "\:'---. ¡

28•

0

o

24º 26,5º 29º

o

Temperatura Bajo condiciones de estabilidad del aire A, el aire se resistirá a ascender. Bajo condiciones de inestabilidad B, asciende espontáneamente. FIGURA 7.15.

do por condensación, se liberan 600 cal . Este calor actúa como el combustible en una hoguera. El aire susceptible de elevarse de forma espontánea durante la condensación se denomina aire inestable. En tal tipo de aire la corriente ascendente tiende a acrecen­ tarse con el tiempo, tanto como una hoguera se aviva a medida que la corriente ascendente genera un mayor aporte de oxígeno en su parte inferior. Naturalmente a elevadas altitudes la mayor parte del volumen de vapor de agua ha condensado y ha caído en forma de precipita­ ción, por lo que la fu ente de energía se pierde. Cuando esto ocurre, la célula de convección se debilita y el aire cesa de ascender. El aire inestable que genera, a partir de una convec­ ción espontánea, grandes aguaceros y tormentas, se halla con mayores probabilidades en áreas cálidas y húmedas, tales como las regiones tropicales y ecuatoriales. A lo largo del año y en las latitudes medias tan sólo se forman durante la estación estival. La figura 7 . 1 5 nos ayudará a explicar porqué un ascenso súbito de aire, el cual ocasiona una intensa convección, puede llevarse a cabo solamente cuando determinadas condiciones del aire son favorables. En el diagrama A tenemos relacionadas las variables de la altura con la temperatura del aire. Los círculos pequeños representan una porción de aire forzada a elevarse continuamente a mayor altura, siguiendo en su enfriamiento un gradiente adiabático seco. A la derecha de ésta, una línea nos muestra la temperatura del aire circundante, no perturba­ do, cuyo gradiente de enfriamiento es el normal del medio. Supongamos que la burbuja de aire es forzada a ascen­ der repentinamente desde el suelo, donde tenemos una temperatura de 30º C. Una vez que haya recorrido 500 m de desnivel, su temperatura habrá disminuido 5º c, ad­ quiriendo una temperatura de 25º C, mientras que la del aire que la envuelve, el medio, poseerá 2º C más, siendo por tanto de 27° C. El aire de la burbuja será de esta forma más frío que el del medio y, en consecuencia, si no la

Cómo se produce la precipitación

fozamos a ascender más, su tendencia natural será des­ cender a tierra. Estas condiciones corresponden a un aire estable, incapaz de producir células convectivas, debido a que se resistiría poderosamente a cualquier ascensión. Cuando la capa inferior del aire está excesivamente caldeada, el gradiente térmico del medio se incrementará y el aire devendrá inestable. El diagrama B de la figura 7 . 1 5 muestra una pendiente de 1 2º C/1 .000 m para el gradiente geométrico vertical. (En la gráfica viene repre­ sentada por una recta con poca inclinación.) A la derecha se muestra una porción o burbuja de aire con una tempe­ ratura 1 º C superior a la del aire que la rodea. Comienza a ascender espontáneamente debido a que posee una me­ nor densidad y, asimismo, ocasionado por un calenta-

FIGURA 7.16.

Esquema del interior de una célula de tormenta.

115

Este granizo del tamaño de huevos de gallina (flecha) cayó sobre Girard ( I llinois).

FIGURA 7.17.

miento diferente de la superficie terrestre. Aunque se enfría adiabáticamente durante su ascensión, la burbuja a los 600 m posee una temperatura de 24º C, pero sigue siendo superior a la del medio. La burbuja de aire, hasta entonces, sigue siendo siem­ pre más ligera que el aire del medio que la envuelve, y continuará ascendiendo. A los 600 m alcanza el punto de rocío, con Jo que se inicia Ja condensación. Ahora Ja burbuja se enfriará siguiendo un gradiente adiabático húmedo, más reducido (3º C/1 .000 m) debido a que el calor latente es liberado a través del proceso de conden· sación, compensa el enfriamiento producido por la ex· pansión. A una altura de 1 .000 m Ja burbuja es todavía más cálida que el medio, por lo que continuará aseen· diendo de forma espontánea. Generalmente el gradiente geométrico vertical del aire cargado de vapor de agua está asociado con Ja inestabilidad.

Tormentas La convección se manifiesta a través de la tormenta, y ésta está asociada con una nube alta y densa conocida como cumulonimbos, en la cual se desarrollan fuertes corrientes de aire ascendentes. El trueno y el rayo son fenómenos que la suelen acompañar y la lluvia suele ser intensa, ocasionando fuertes aguaceros de corta dura­ ción. Antes de iniciarse el temporal suele desarrollarse un fuerte viento superficial . Una única tormenta est<í constituida por células indivi· duales, por las que asciende el aire en una sucesión de porciones de aire, a modo de burbujas (figura 7 . 1 6 ) . En el momento en que cada una asciende, transporta aire de las regiones subyacentes en una fase denominada etapa cumuliforme. El aire levantado por una célula tormento· sa puede alcanzar velocidades verticales superiores a los 60 km/h. La precipitación se realiza en forma de lluvia en Jos niveles inferiores, mezcla de agua y nieve en los medios, y nieve en los altos. A medida que se aproxima a los niveles superiores, los cuales pueden situarse entre 6 y 12 km de altura, la velocidad de ascenso va disminuyendo, y la cima de la nube se conforma en Ja dirección del viento, adqui· riendo una configuración característica de yunque. Las partículas de hielo en su caída desde lo alto de la nube actúan como núcleos de condensación en Jos bajos nive­ les, en un proceso denominado de inseminación de la nube. La rápida caída de las gotas de agua, procedentes de las burbujas ascendentes, ejercen una fricción sobre el

116

Una fuerte granizada devastó un campo de maíz. (NCAR photograph.)

FIGURA 7.18.

aire, lo cual genera una corriente descendente . Se pone de manifiesto en el suelo cuando la precipitación adquie· re visos de intensidad. Esta corriente descendente forma también intensas ráfagas que puede llegar a ser lo sufi­ cientemente fuertes como para derribar árboles o dañar sobremanera los edificios. En sus esfu erzos por modificar el fenómeno climático en diversos sentidos, el hombre ha empezado a utilizar Jos modernos principios de la meteorología. Un tema es el de incrementar las precipitaciones sobre áreas que padecen sequía; otro es el de disminuir los efectos de las tormentas. Para lo primero se induce a Ja formación de lluvias convectivas mediante inseminación artificial de las nubes -introducción de diminutas partículas en densos cúmulos-. Las partículas introducidas pueden ser, por ejemplo, de yoduro de plata fumigado, el cual sirve de núcleo de condensación y en consecuencia in· crementa el tamaño y la altura de los cumulonimbos, y quizás con un incremento de la pluviosidad. En 1978 y en 1 981 se efectuaron sobre Florida unas pruebas llevadas a cabo con mucho cuidado, cuyos resultados resultaron negativos, es decir, no se confirmó un aumento de la precipitación; sin embargo, la opinión sobre su eficacia o no, todavía se halla dividida entre la comunidad de me­ teorólogos.

El granizo y los rayos: peligros medioambientales En conexión con las tormentas y añadiéndolas a las ra­ chas de vientos fu ertes y a las trombas de agua, tenemos otros peligros medioambientales que pueden ser: el gra­ nizo, los rayos y los tornados. El granizo está formado por acumulación de capas de hielo sobre partículas de hielo que se encuentran sus­ pendidas en las grandes corrientes ascendentes que se forman en el interior de las nubes de tormenta. El fenó· meno se puede asemejar a la formación de una capa de hielo sobre un avión que vuela a través de una nube que contiene gotitas de agua subenfriadas. Después de que las piedras de granizo hayan aumentado su tamaño, que pue­ de ser de un diámetro de 3 a 5 cm, escapan a las corrien· tes ascendentes cayendo al suelo (figura 7 . 1 7) . Un aspecto i mportante de Ja futura modificación climá· Humedad amwsférlca y precipitación



MenoJ de l 1-2

�=!

,_,�__,� 1

Superior a

Q

tica está en relación con la reducción de la severidad del granizo, de las tormentas de granizo. Anualmente las pérdidas de destrucción de cultivos debidas a este fenó­ meno se elevan a muchos cientos de millones de dólares (figura 7 . 1 8 ) . Los daños producidos en los trigales son particularmente intensos en el cinturón norte, al sur de los High Plains, que se extiende a través de los estados de Nebraska, Kansas y Oklahoma (figura 7 . 1 9) . Una ma­ yor extensión, pero con una frecuencia algo menor de las lluvias de granizo es la que se despliega hacia el este, generalmente desde las Montañas Rocosas hasta el Valle del Ohio. En esta área, el cultivo de mayor difusión es el maíz. Actualmente los científicos están estudiando las nubes de tipo cumulonimbos de forma aislada, ya que son las responsables de este fenómeno. Las investigacio­ nes tienden a desarrollar técnicas de inseminación de nubes, por medios con los cuales se pueda reducir el riesgo de piedra. Otro efecto de las células de convección es la forma­ ción de relámpagos y rayos, uno de los peligros del medio que produce mayor mortandad entre las personas, el ganado, y es la causa de incendios forestales y de edificios. Los rayos no son más que un gran arco eléctri­ co, un gigantesco chispazo, que puede ocurrir entre una nube y el suelo (el rayo) o bien entre nube y nube (el relámpago) pudiendo ser su descarga entre 60.000 y 100.000 amperios . El rápido calentamiento y la expansión del aire, producidas en la zona afectada por el rayo, envía hacia el exterior unas potentes ondas sonoras que reco­ nocemos como trueno. En los Estados Unidos, los rayos producen un promedio anual de 1 50 muertes en seres humanos y unos daños en las propiedades valorados en 100 millones de dólares, incluyendo incendios provoca­ dos por los rayos.

Precipitación orográfica El ascenso forzado de grandes masas de aire ocurre bajo dos condiciones iniciales muy diferentes. Cuando los vientos predominantes tropiezan con un sistema monta­ ñoso, la capa de aire, como un -wdo, tiende a subir y superar la barrera. La precipitación que se produce de esta forma se denomina lluvia o precipitación orográfica y está relacionada con la presencia de montañas. Una capa de aire frío puede actuar de la misma forma que una

Precipitación orográfica

·

FIGURA 7_ ¡ 9_ Media anual del número de días con granizada. Este mapa está 4 confeccionado a partir de los datos obtenidos de 200 observatorios del Servicio de Meteorología Nacional durante el período 1899·1938. ( Datos obtenidos del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos.)

barrera montañosa. El aire caliente en movimiento a me­ nudo encuentra una capa de aire más frío. Este último, al ser más denso que el primero permanecerá en niveles en contacto con el suelo y actuando a modo de barrera a la progresión del aire cálido, viéndose obligado a ascender. Otro modelo semejante es el de una masa de aire frío en movimiento que fu erza a ascender el aire cálido que sale a su paso, por encima suyo. La precipitación resultante de este último proceso se explica en el capítulo 8 . L a figura 7 . 2 0 muestra los pasos asociados con l a pro­ ducción de este tipo de precipitación: el aire húmedo después de haber sobrepasado una superficie oceánica llega a la costa; a medida que el aire asciende por la vertiente de barlovento, se enfría siguiendo un gradiente adiabático seco y no será hasta que llegue al nivel de condensación cuando se produzca la precipitación. Una Altitud 3000 m Aire cálido y húmedo

30

3500

z .. ;e

2000 1500 1000 500 o

-5

50

60

70

80

'F

90 Pies 10 000

11

m

3000 2500

40

.

�:\ � ��� � �.. Gradient

o

5

""'

10

15

8 000

-

6 000

Gradiente adiabático

..

20

25

30

4 000 2 000

35

o

T�m peratura "C

FIGURA 7.20. El ascenso forzado de las masas de aire oceánicas producen precipitaciones y desiertos orográficos o "sombras de pluviométricas" . (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers. figura 1 8.24, Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

117

Pulg.

2 4 6 8 10 12 16 20 30 40 50 60 70 80 100

Mts.

30º

Subs1denc1a en las altas



Lluvias de convección

30º

10

FIGURA 7.22. Esquema del intercambio de vapor de agua en el globo sobre una sección meridional. (De A . N . Strahler, "The L ije Layer" jour. of Geography, vol. 69, n.0 2, pág. 74, figura 3, Copyright, 1970 por The journal of Geography, reproducido con permiso.)

Mts FIGURA 7.21. Un buen ejemplo d e l efecto d e la orografía e n la precipitación s e obtiene en el estado d e California. Las isoyetas están en centímetros.

vez traspasadas las cumbres, el aire comienza a descen­ der por sotavento sufriendo en estos momentos un reca­ lentamiento debido a que sigue un proceso adiabático seco, y puesto que no existe una fuente capaz de suminis­ trarle humedad, se reseca. Una vez conseguida una altura semejante a la inicial el aire es mucho más cálido, por lo que se forman los desiertos orográficos o "rainshadow ""'. Muchos de los desiertos más importantes de la tierra resultan de este origen. El chinook es un viento cálido y reseco que sopla frecuentemente en las cordilleras de la costa este de los Estados Unidos. Este tipo de viento provoca una fuerte y rápida evaporación de la humedad del suelo y funde fácilmente la nieve. Es el resultado de la mezcla, median­ te turbulencias, de las capas de aire inferiores con las superiores en la vertiente de sotavento. Las capas altas contienen muy poca humedad al principio pero se rese­ can y recalientan cuando llegan a niveles inferiores . Un tipo de viento similar al chinook, es el Fohn (Foehn) , el cual sopla en la vertiente norte de los Alpes austríacos . Un excelente ejemplo de la precipitación de tipo oro­ gráfico y de los desiertos de este origen se puede hallar en el lejano oeste de los E E . U U . En el mapa de California • N . de T.: sombras pluviométricas.

118

de la figura 7 . 2 1 muestra Ja media anual de precipitación, mediante la utilización de líneas con el mismo valor denominadas isoyetas. Los vientos permanentes del oeste o westerlies aportan aire húmedo procedente del océano Pacífico, sobre las cordilleras costeras del norte y centro de California y sobre la gran Sierra Nevada, cuyas cimas tienen una altura de 4 .000 m sobre el nivel del mar. Sobre la vertiente de barlovento cae una abundante pluviosidad que nutre la exuberante vegetación que alberga. Una vez sobrepasada la cadena de Sierra Nevada en dirección hacia el este, el aire húmedo baja hasta el nivel del mar, y todavía más hasta alcanzar el Valle de la Muerte. Como resultado de un calentamiento adiabático disminuye la humedad, produciendo parte de la zona desértica de América, y el cual cubre una franja del este de California y todo el estado de Nevada. Muchas de las lluvias orográficas en bajas latitudes son, de hecho, de tipo conveccional, las cuales toman un cariz de fuertes aguaceros y tormentas. Las tormentas de con­ vección se caracterizan por la ascensión forzada de aire inestable, en el momento que sobrepasa una cadena montañosa. Las lluvias monzónicas torrenciales de los sistemas montañosos asiáticos y los del este de la India, entran dentro de este tipo. Por ejemplo, Cherrapunji, una estación meteorológica situada en un monte encarado a la corriente de aire procedente d eI monzón de verano en el noreste de la India, posee un promedio de lluvias anuales de 1 .082 cm.

Cal.or latente y el balance energético e búlrlco del planeta El conocimiento de los procesos de condensación y pre­ cipitación nos permite echar, de nuevo, una ojeada al Humedad atmosférica y precipitación

balance energético del planeta e incluir el mecanismo de transporte del calor latente. La figura 7 . 2 2 es un esquema que muestra cómo se relacionan la evaporación y la con­ densación en el intercambio energético en cada una de las zonas latitudinales. Podemos afiadir los modelos de tr:msporte de vapor de agua a través de los paralelos, que constituyen el trasvase de materia y que a su vez forma parte del balance hídrico de la tierra. En la figura 7.23 se ilustra el promedio anual de transporte de vapor, expresa­ do en unidades de 1 0 15 kg de agua. Revisemos los inter­ cambios de energía y el trasvase de agua existente para cada área latitudinal. La zona ecuatorial se distingue por un ascenso de aire cálido y húmedo a u:avés de incontables células de con­ vección, el cual alcanza el límite de la troposfera. A medida que se forman la condensación y precipitación, se liberan enormes cantidades de energía almacenada en forma de calor latente. A esta zona, debido al reconoci­ miento de la intensa producción de calor sensible por condensación, se le denomina el "fogón" del planeta. El movimiento hacia el Ecuador para reemplazar el aire que asciende, forma los vientos del este tropicales o alisios que forman parte de las células de circulación de Hadley. El agua que se evapora de las superficies oceáni­ cas en las Altas subtropicales es llevado hacia el Ecuador en forma de vapor. Esto se puede observar en la figura 7.23 mediante dos extremos situados a los 10' N y S de latitud. (Donde la gráfica está dibujada en la parte supe­ rior de la línea central, el movimiento tiene dirección norte; donde se sitúa en la parte inferior, tiene dirección sur.) Ahora nos encontramos en las latitudes medias donde las ondas que se forman en las capas altas de la atmósfera están continuamente configurándose y disolviendo en

O' 32 •C "'

g_

"'

o ,..., X OD



"' ::> OD "' 'O

o

16

1

1 1 1 1 1

8 o

g-

8



16

>

"' ·¡:; e 'O ·¡¡; .D ::> en

24

t

o a_



"'

.=

24 32 90 60

40 30 N

20

10

o Latitud

10

20

30 S

40

60 90

Gráfica del promedio anual de transporte meridional de vapor de agua. (Fuente: W . D . Sellers, 1965, Physical Climatology. Univ. of Chicago Press . , pág. 94, figura 29. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.29 Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 7.23.

Las tormentas convect1vas como flujo de materia y energía

los "westerlies " . En estas regiones, por advección, los anticiclones y depresiones intercambian el aire frío polar por aire cálido tropical a lo largo de los paralelos. Tam­ bién el vapor de agua se transporta en dirección hacia los polos, alcanzando su mayor proporción de flujo en las latitudes 40' N y 40' S tal como muestra la . figura. La condensación debida a las tormentas ciclónicas elimina el vapor de agua de la troposfera y en cantidades mayores en las altas latitudes, de manera que el movimiento de vapor de agua declina, alcanzando valores nulos, en los polos .

Las tormen tas convectivas como flujo de materia y energía Las tormentas convectivas, en las cuales se produce preci­ pitación, pueden imaginarse como un sistema abierto, tal como se refleja en la figura 7.24. La tempestad puede estar constituida por una única célula de tormenta o por un grupo de ellas. El límite lateral de este sistema es arbitrario y puede consistir en una superficie vertical imaginaria que rodea la tempestad por los costados . La superficie del suelo y la tropopausa pueden considerarse como los límites inferior y superior, respectivamente, de este sistema. Se reconocen dos formas de aporte energéti· co: la primera procede de la radiación solar directa, la cual calienta el aire e incrementa la cantidad de calor sensible almacenado; la segunda tiene su origen en el calor latente por evaporación de una superficie terrestre húmeda, o de una superficie oceánica. Para simplificar nuestro análisis prescindimos de cualquier aporte debido a movimientos horizontales del aire a través de los lími­ tes laterales, pues de la misma forma podríamos pensar que nuestro sistema pierde la misma cantidad de energía. La condensación, por la cual el aire ascendente libera calor sensible, incrementa la cantidad de calor sensible en la masa total de aire. Por almacenaje, el sistema libera energía por dos caminos indiferentemente: en forma de radiación de onda larga, o por el transporte de calor sensible a través de gotas de agua o copos de nieve . No se tiene en cuenta la pequefia cantidad de calor comunicada desde la capa inferior de aire, hacia la tierra. La parte inferior de la figura 7.24 muestra un sistema abierto de materia, el cual puede coordinarse con el sistema energético (el estado sólido, hielo, se incluye junto con el estado líquido). Durante una tormenta, la mayor actividad se concentra en el cambio de estado del agua, desde su forma gaseosa a su forma líquida, produ­ ciendo entonces la precipitación. La evaporación de la precipitación puede llevarse a cabo con la transforma­ ción de paqe del agua líquida a estado gaseoso, tal como se puede observar en el circuito de vuelta del dia· grama. Yendo más allá de nuestras perspectivas iniciales, po· demos imaginar este sistema como representación del proceso global de precipitación, sobre un promedio de largos lapsos de tiempo. El sistema energético global tendría un aporte limitado a la radiación de onda corta y unas salidas limitadas a la radiación de onda larga hacia el espacio exterior. El sistema global de materia refleja una entrada por evaporación del agua líquida almacenada sobre los continentes y océanos, y de nuevo una vuelta de agua en estado líquido a estos anteriores acumulado· res iniciales.

119

- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -,

Reflexión

1 1 1 1 1

Radiación de onda larga

Absorción directa

�-�

�-�

Transporte de materia en cuanto se inicia la precipitación Almacenado en forma de calor latente

Condensación Ec1 - Ecs

Ec1

1 1

1

Sistema (abierto) de flujo de energía

,_ _

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

/

/ - - - - - - - - - - - - - - - - - - -- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -,

1

: 1 1 1 1

Almacena ­ miento

1 1 1 1 1 1

Ay - A 1

Almacenamiento A1

Evaporación

1 1 1

1 1 1

Condensación

Ay +- A 1

J

Sistema (abierto) de flujo de materia

,_ _

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ _ _ _

1 /

FIGURA 7.24. Diagrama esquemático de u n a tormenta de convección como un sistema de flujos de materias y energías.

Se asemejaría enormemente al diagrama del ciclo hídrico (figura 1 0 . 3 ) , a excepción de la transferencia que se realiza desde los continentes hacia los océanos, que sería excluida del sistema.

Contaminación atmosférica Podemos hacer buen uso de lo aprendido sobre los pro­ cesos de condensación y precipitación cuando examine­ mos los cambios inducidos y producidos por el hombre en el medio atmosférico. Son cambios inadvertidos, re­ sultado de un largo crecimiento urbano e industrial, que han incrementado la proporción de la quema de combus­ tibles fósiles (hidrocarburos) desde, aproximadamente la mitad de siglo pasado. Hemos considerado anteriormen­ te los efectos térmicos de la introducción ( " inyección") de dióxido de carbono en la atmósfera. Volveremos aho­ ra, de nuevo, a considerar los diversos tipos de materias extrañas o contaminantes, dosificadas por el hombre en las capas inferiores de la atmósfera y los efectos sobre la calidad del aire y sobre los climas urbanos. Reconocemos dos tipos de contaminantes. Primero, hay partículas sólidas y líquidas, las cuales serán designa­ das , de forma general, como partícula; sólidas. El polvo que encontramos en el humo procedente de la combus­ tión, además de los que de forma natural hallamos for­ mando parte de nubes y nieblas, entran dentro de esta categoría. Segundo, hay componentes en estado gaseoso incluidos bajo el nombre genérico de contaminantes

120

químicos " los cuales no se hallan en cantidades suscepti­ bles de medirse, normalmente, en el aire límpido, y alejado de las regiones densamente habitadas o industria­ lizadas. (El exceso de dióxido de carbono producido por combustión no se clasifica normalmente dentro de los contaminantes de este tipo.) Uno de los grupos de contaminantes químicos, produ­ cidos por las áreas urbanas e industriales, es de origen primario, producto, por ejemplo, de una fuente instalada sobre tierra. Los gases que componen este grupo son: el monóxido de carbono (CO ) , dióxido de azufre (S02) y óxidos de nitrógeno (NO, N02, N03) y componentes hidrocarbonatados. Sin embargo, estos contaminantes no se pueden tratar separadamente de las partículas sólidas, debido a que a menudo se combinan cori determinadas partículas suspendidas en el aire. Sabemos que ciertas materias, particularmente la sal marina, poseen caracte­ rísticas higroscópicas y se combinan fácilmente con el agua, que a su vez absorberá los contaminantes. Gran parte del monóxido de carbono, la mitad de los hidrocarburos, y cerca de un tercio de los óxidos de nitrógeno, provienen de los tubos de escape de las má­ quinas diese! o de gasolina de los vehículos. La genera­ ción de la electricidad y diferentes procesos industriales contribuyen con la emisión de óxidos de azufre, puesto que el carbón, en general, y los combustibles de baja •Al conjunto de partículas sólidas y contaminantes químicos, se conoce como poluantes, que son substancias que se hallan en el aire con una concéntración superior a lo normal.

Humedad atmosférica y precipitación

calidad utilizados para estos propósitos son comparativa­ mente ricos en este elemento. Estas mismas fuentes su­ ministran, también, gran parte de las partículas sólidas. Las cenizas componen la fracción gruesa de las partículas de hollín emitidas por las chimeneas de las plantas gene­ radoras. Éstas se depositan rápidamente en lugares próxi­ mos a la fu ente. Los combustibles utilizados para la cale­ facción en los edificios contribuyen, en una proporción comparativamente menor, a la contaminación del aire, pues se suele utilizar fuel-oil de alta calidad y bajo conte­ nido en azufre, además de que queman de forma comple­ ta. Las partículas finamente divididas de c�rbono se inclu­ yen en gran parte del humo de combustión y es suscepti­ ble de permanecer en suspensión casi de forma indefini­ da debido a su tamaño coloidal. Los incendios forestales son una segunda fuente suministradora de partículas. La quema de residuos, al contrario, es un contribuyente de poca relevancia en todas las categorías de poluantes. En el smog de las ciudades hay, y añadiéndolos a los ingredientes ya mencionados, ciertos elementos quími­ cos contenidos en partículas procedentes de los automó­ viles y los escapes de los vehículos. Son partículas que contienen plomo, cloro y bromo en su composición. Cuando las partículas y los contaminantes químicos están presentes en una elevada densidad sobre un área urbana se forma una mezcla denominada smog. Casi cada persona que vive en grandes ciudades está familiarizada con las consecuencias de esta capa, debido a su efecto de irritación en los ojos y en el sistema respiratorio y su capacidad para ocultar, visualmente, objetos distantes. Cuando las concentraciones de materia suspendida son menores, que son las responsables de camuflar las formas de los objetos pero no de otra cosa, las condiciones atmosféricas se denominan neblina o calima. En masas de aire estancadas se levanta ésta de forma completamen­ te natural como resultado de la mezcla de superficies de diferentes materias . La calima se presenta siempre que el aire contenga una elevada humedad relativa, pues las películas de agua se forman sobre núcleos higroscópicos suspendidos en el aire. Los núcleos de la neblina atmos­ férica natural consisten en partículas minerales proce­ dentes del suelo, cristales de sal de origen marino, com­ ponentes de hidrocarbonos (polen y terpenos) exudados del follaje de las plantas y el humo procedente de los incendios forestales y quema de hierbas. Las cenizas vol­ cánicas pueden, ocasionalmente, añadirse a la neblina. Resulta evidente que lo que llamamos contaminantes atmosféricos pueden ser de origen natural o relativos a la actividad humana y que esta última puede aumentar la cantidad de contaminantes químicos presentes. La tabla 7.1 nos muestra la complejidad de la situación median­ te una lista de poluantes primarios de acuerdo con su origen. No toda la contaminación producida por el hombre proviene de las ciudades; las actividades de las regiones industriales aisladas, lejos de los núcleos de población, pueden producirlas. En este sentido son extraordinaria­ mente importantes las plantas de extracción y de fundido de material y las industrias manufactureras sitas en pe­ queñas ciudades y áreas rurales. Los minerales sulfu rosos (metales que contienen componentes ricos en azufre) se procesan en plantas cercanas a las minas. Los componen­ tes sulfu rosos se emiten hacia la atmósfera en enormes concentraciones a través de sus chimeneas, yendo a parar sobre el área circundante y destruyendo, al mismo tiem­ po, la vegetación.

Contaminación atmosférica

Tabla 7.1. Fuentes primarias de contaminación atmosférica

Contaminantes a partir de fuentes naturales Cenizas volránicas

Fuentes de contaminantes inducidos por el hombre Quema de combustibles fósiles ( C02, S02, plomo)

Sales marinas a partir de olas

Polen y terpenos de las plantas

Procesos químicos

Fusión y fisión nuclear Fundición y refinado de minerales

(Agravadas por actividades del hombre) Humo

de

incendios forestales

Minería y extracción

y quema de rastrojos

e n canteras

Polvo traído por el viento

Agricultura

Bacterias y virus

Fuente: Asociación de Geógrafos Americanos

( 1 968)

Air Pol/u tion.

Commission on College Geography. Resource Paper n.0 2, figura pág.

9.

3,

Las extracciones en minas y canteras proporcionan mi­ neral en polvo al aire, por ejemplo las minas de asbesto (situadas junto a las plantas de tratamiento y manufactu­ ra) que emiten innumerables partículas minerales muy finas, algunas de las cuales sólo pueden observarse con la ayuda del microscopio electrónico. Estas partículas pue­ den viajar a grandes distancias, pudiendo ser inhaladas por los seres humanos, alojándose permanentemente en los tejidos pulmonares. Las pruebas nucleares inyectan a la atmósfera una amplia gama de partículas, incluyéndose entre ellas algunas substancias radiactivas capaces de cruzar miles de kilómetros a través de la circulación at­ mosférica. Los incendios forestales y la quema de rastrojos provo­ cados por el hombre añaden al aire unas grandes cortinas de humo en ciertas estaciones del año. El arado, la roza y el tráfico de vehículos aportan grandes cantidades de partículas minerales procedentes de superficies terrestres secas. Las bacterias y virus, los cuales todavía no han sido mencionados, son transportados en las capas altas de aire, cuando los vientos soplan sobre superficies contamina­ das tales como granjas, tierras de pastos, calles de ciuda­ des y vertederos . Los contaminantes primarios son conducidos a las ca­ pas altas, desde sus lugares de emisión, mediante co­ rrientes ascendentes, las cuales forman parte de un pro­ ceso de convección normal. Las grandes partículas se depositan por gravedad volviendo de nuevo a la superfi­ cie a través de un proceso de sedimentación ". Las partí­ culas muy diminutas para que sedimenten son arrastradas mediante la precipitación en un proceso de lavado " ". De la combinación de ambos procesos la atmósfera se libera de poluantes. En último término se establece un equili­ brio entre entradas y salidas de contaminantes, pero se hallan enormes diferencias en cuanto a las cantidades en un momento determinado. Los contaminantes también son eliminados del aire, sobre sus áreas manantiales, por vientos que dispersan las partículas en las masas de aire límpido que siguen la dirección del viento. Los vientos • Fallou t en el original. • • Wasbout en e l original.

12 1

poderosos pueden, en un momento determinado, limpiar la atmósfera de una región urbana determinada, pero también hay períodos, cuando existe estacionamiento an­ ticiclónico, en que las concentraciones de aire aumentan desmesuradamente. En una masa de aire contaminado se llevan a cabo ciertas reacciones químicas con los componentes admi­ nistrados a la atmósfera, generando, entonces, uu grupo secundario de contaminantes. Por ejemplo, el dióxido de azufre (S02) puede combinarse con el oxígeno del aire produciendo (S03) trióxido de azufre, el cual, de nuevo, vuelve a reaccionar con gotitas de agua suspendidas for­ mándose ácido sulfúrico (H2 S04) . Este ácido irrita los tejidos orgánicos y corroe ciertas materias inorgánicas. Otro tipo normal de reacciones proviene de la acción de la luz del sol sobre óxidos de nitrógeno y sobre compo­ nentes orgánicos, que produce el ozono ( 03) , un gas tóxico y destructivo. Las reacciones impulsadas por la presencia de la luz solar se las denomina reacciones fotoquímicas. Un producto tóxico derivado de este tipo de reacciones es el etileno, procedente de componentes hidrocarbonatados.

Inversión a bajo nivel o terrestre Las concentraciones de poluantes sobre un área manan­ tial aumentan cuando se inhiben las mezclas verticales de aire (convección) debido a la presencia de una confi­ guración estable del gradiente térmico vertical del aire. Los principios de estabilidad o inestabilidad de las condi­ ciones del aire fueron explicadas al inicio de este capítu­ lo, y ahora los aplicaremos al problema de la contamina­ ción atmosférica sobre las ciudades. Cuando está presente el gradiente vertical normal del aire (6' C/1 .000 m ) hay una resistencia a la mezcla me­ diante movimientos verticales, tal como hemos razonado anteriormente (figura 7 . 2 5 , izquierda) . Consideremos, seguidamente, que este gradiente sea más acusado, por calentamiento de una capa de aire próxima al suelo debi­ do al exceso de calor irradiado por los pavimentos de las calles y por los tejados de los edificios (figura 7.25, derecha) . Cuando el gradiente térmico del aire caldeado deviene mayor que el gradiente adiabático seco ( 1 0' C/1 .000 m) , existen condiciones de inestabilidad y, por ejemplo, una burbuja de aire caliente tendería a ascender como un globo inflado con gas helio. Supongamos que este gradiente disminuye con el incremento de altura, tal como se observa en la línea curvada con trazo continuo de la figura 7.25; enfriada siguiendo un gradiente afüabá­ tico seco, la temperatura de la burbuja disminuirá más deprisa que como lo hace la temperatura del aire que la rodea. Cuando la burbuja ha alcanzado cierta altura en la cual su temperatura (y por consiguiente también su den­ sidad) es semejante a la del aire que la circunda, no

Una inversión a bajo nivel o terrestre fue la primera condición necesaria para Ja formación de una niebla tóxica sobre Donara, Pennsylvania, en 1948. (Dibujo de A.N . Strahler, Planet Earth: Its Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E . 7 . Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.)

T

Gradiente vertical normal del medio

Ola --

Temperatura _____.

-- Temperatura

Relación del gradiente adiabático seco (círculos) con diferentes gradientes verticales del medio.

FIGURA 7.2 5.

podrá ascender más, de manera que la convección ce­ sará. Supongamos que en vez de una burbuja de aire calien­ te tenemos el aire, también caliente, de una chimenea (figura 7.25 ) . El ascenso seguirá básicamente el mismo modelo, aunque inicialmente más rápido y en forma de chorro vertical. Transportando junto con él todos los contaminantes, producto de la combustión, el aire calien­ te se va enfriando poco a poco, alcanzando un nivel de estabilidad en el cual se propaga lateralmente. Enfriada por emisión de radiación de onda larga y mezclándose con el aire circundante, se reforzará el enfriamiento adia­ bático, puesto que un verdadero proceso adiabático no existe en la Naturaleza. Recordemos que al anochecer cuando el aire está en­ calmado y el cielo despejado, el rápido enfriamiento de la superficie terrestre produce una inversión térmica a bajo nivel o terrestre (tal como se ilustra en la figura 5 .8) . Con aire frío la inversión del gradiente de las temperatu­ ras puede extenderse a cientos de metros de altura. Una inversión de las temperaturas a nivel terrestre se convier­ te en una atípica estructura de aire estable. Cuando este tipo de inversión se desarrolla sobre un área urbana, las condiciones resultan particularmente favorables para el entrampe de los poluantes hasta el punto de crearse una pesada capa de smog o niebla altamente tóxica, tal como se ilustra en la figura 7.26. El límite superior de la capa de inversión coincide con la cima de ésta, también deno­ minada tapa de la inversión; por debajo de ella se acu­ mulan todo tipo de contaminantes. El límite puede si­ tuarse a una altura entre 1 50 y 300 metros sobre el nivel \ terrestre . Aunque estas situaciones son peligrosas para la salud en el caso de que se prolonguen, han ocurrido un buen número de veces desde que se inició la revolución indus­ trial; la primera gran tragedia de este tipo sucedió en los Estados Unidos, en la ciudad de Donora (Pennsylvania) a finales de octubre de 1948. Esta ciudad se ubica en el fondo de un valle, cercada por unas vertientes muy escar-

FIGURA 7.26.

122

- - - - Tapa Capa de inversión

Temperatura

-----1

Humedad atmosférica y precipitación

---+

padas, que no favorecen la libre circulación ele las capas inferiores de aire con las de su alrededor (figura 7 . 26) . E l humo y los gases d e las industrias y factorías s e siguieron emitiendo durante cinco días más a la capa de inversión, de modo que se incrementó el nivel de contaminación. La presencia de una elevada humedad hizo que se forma­ ra una niebla tóxica, poniéndose en marcha, entonces, la señal de alarma. En total murieron 20 personas y cientos más se pusieron enfermas antes de que un cambio en las condiciones meteorológicas dispersara la capa de smog.

Aire subsidente

1l

Inversión térmica en altura La inversión térmica en altura está relacionada con las inversiones a nivel terrestre pero su origen se debe a causas algo diferentes (figura 7.27) . Rememoremos que los anticiclones son células de aire subsidente que diver­ ge en los niveles inferiores. En el centro de ésta, los vientos suelen estar calmados o ser ligeros. A medida que el aire desciende se calienta adiabáticamente, de manera que el gradiente térmico vertical se desplaza hacia la derecha, tal como se puede observar en la gráfica tempe­ ratura-altitud de la figura 7.27, mediante flechas oblicuas. Por debajo del nivel donde ocurre esta subsidencia, la capa de aire inferior permanece estancada. La gráfica de la temperatura se torcerá, de forma que una parte de la curva presenta una inversión. La estructura térmica inver­ tida resiste fuertemente a la mezcla y actúa como un tope, impidiendo el movimiento continuo ascendente y la dispersión de los poluantes. La inversión térmica de altura se produce ocasionalmente en algunas regiones de los Estados Unidos, cuando se establece un anticiclón durante varios días que afecta a una enorme extensión. En la cuenca de Los Ángeles, al sur de California, y en menor grado en el área de la bahía de San Francisco, y sobre otras costas orientales con semejante latitud, las condiciones climáticas especiales que aquí se configuran producen prolongadas inversiones de este tipo favore­ ciendo la acumulación de smog. La cuenca de Los Ánge­ les es una planicie baja e inclinada, situada entre el océano Pacífico y una gran barrera montañosa situada en el lado norte. Los vientos suaves procedentes del sur y del suroeste transportan aire frío hacia la tierra, sobre la cuenca, pero no pueden ir más allá debido a la existencia de la barrera montañosa ya citada. Es característico de estas latitudes que el aire, en los costados orientales de las células de altas presiones subtropicales, sea continua­ mente subsidente, creando una inversión térmica en altu­ ra, más o menos permanentemente y que domina la costa oeste de los continentes extendiéndose mar adentro (fi­ gura 7.28) . El efecto se refuerza todavía más en verano, cuando las Altas de las Azores y de las Bermudas son más extensas y potentes. El aire subsidente sobre la cuenca de Los Ángeles es adiabáticamente cálido, en la medida que

Capa de inversión

Aire estancado

-------

Temperatura --------.

FIGURA 7.27. I nversión térmica en altura ocasionada por subsidencia. (Dibujo de A.N. Strahler Planet Earth: lts Physica/ Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E.8. Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.)

se calienta por la absorción directa de la radiación solar durante el día, por lo que es manifiestamente más cálido que el aire frío estancado por debajo de la tapa de inver­ sión, el cual puede situarse a una altura de 600 m. Los contaminantes acumulados en la capa de aire frío produ­ cen el característico smog, que se convirtió en noticia por primera vez, debido a sus características irritantes, en los años cuarenta. Debido a que el contenido en vapor de agua es generalmente bajo, el smog que se produce en Los Ángeles se define mejor como una densa calima, que como niebla, pues no impide la entrada de luz solar y no reduce la visibilidad hasta un grado que interfiera las maniobras de los vehículos o el aterrizaje y despegue de los aviones. Esto no significa que las verdaderas nieblas no sean frecuentes, al contrario, su proximidad a la costa, así como la conjunción de un clima sec;o de costa oeste con una corriente fría marítima, se lo confiere. El límite superior del smog resalta notablemente, en contraste con el aire limpio suprayacente, llenando la cuenca, a modo de lago, y extendiéndose en los valles de las montañas que lo rodean ( Lámina B.6) . Cadena costera

FIGURA 7.28. El aire subsidente sobre la costa occidental continental produce una inversión térmica en altura entrampando aire fresco y niebla en una capa superficial próxima a la línea de costa. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.26. Copyright 1963, 1 9 7 1 por Arthur N . Strahler.)

w

Inversión térmica

en

altura

123

Aire estable en calma

Modificación del clima urbano Aplicando los principios de la temperatura del suelo en relación con la capa inferior de aire, podemos adivinar el impacto del hombre en lo que se refiere a la extensión urbana y en cuanto substituye la rica vegetación del campo por cemento armado y coberturas negras. En el medio urbano, la absorción de radiación solar comporta un aumento de las temperaturas del suelo por dos causas fundamentales. Primero, no existe cobertura vegetal por lo que la radiación solar incide directamente en el suelo desnudo. La ausencia de follaje significa, también, ausen­ cia de transpiración (evaporación a partir de las hojas) mediante la cual se elimina calor de las capas inferiores de aire. Segundo, los tejados y el pavimento cubiertos por cemento armado y alquitrán no recogen la humedad, de manera que no puede realizarse un enfriamiento por evaporación, tal como pasaría en el caso contrario . El efecto térmico convierte a la ciudad en un desierto cálido. El ciclo de temperaturas en verano y en relación con el pavimento de la ciudad, puede ser tan contrastado como el que podemos hallar en un suelo desértico. Este calor es comunicado a tierra, donde se acumula. Los efectos térmicos en una ciudad son, hoy por hoy, más intensos que los que se producen en un desierto de arena, pues la capacidad que poseen el cemento armado y el asfalto para conducir y retener el calor, es mayor que la de un suelo de arena suelta. Otro factor que se puede afiadir es el ocasionado por las construcciones verticales cuyo calor es absorbido y de nuevo irradiado al espacio entre los edificios. Como resultado de estos cambios en el balance ener­ gético, la región central de una ciudad corriente presenta unas temperaturas mucho más elevadas que en sus inme­ diaciones. La figura 7.29 corresponde a un mapa de la región de Washington, capital, en el cual se reflejan las temperaturas de una típica tarde de agosto. Las isotermas delimitan la isla de calor, que se mantiene durante la

5 mi

C Capitolio P Pentágono

5 km

Isla de calor sobre la ciudad de Washington. Las temperaturas fueron tomadas a las 22 h. de un día de principios de agosto. ( Datos procedentes de H.E. Landsberg. Dibujo de A.N. Strahler. Planet Earth, Its Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E . 1 1 . Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.) FIGURA 7_29_

124

Estela de contaminación

FIGURA 7.30.

Cúpula y estela de contaminación.

noche debido a la disponibilidad del calor almacenado durante las horas de la mafiana. En invierno, el calor adicional es irradiado por los muros y tejados de los edificios que conducen el calor interno hacia el exterior. Incluso en verano, el hombre afiade a la ciudad el calor procedente del interior de los edificios debido al uso de acondicionadores, los cuales son los causantes de gran­ des dispendios de energía por tiempo, sobre todo cuando el aire exterior es más cálido que el interior. En una isla de calor los contaminantes de la urbe están atrapados por debajo de la tapa de inversión. La capa de aire contaminado forma una cúpula de contaminación sobre la ciudad, cuando los vientos son ligeros o próxi­ mos a la calma (figura 7.30) . Cuando hay un movimiento general del aire, como respuesta al gradiente de presión, los contaminantes son transportados por el viento for­ mando una estela de contaminación. La figura 7 . 3 1 muestra dos mapas con las estelas d e las mayores ciuda­ des costeras del oeste del Atlántico. Las bandas colorea­ das afectadas por ésta y el punto coloreado al final de cada banda muestran la distancia recorrida por el aire en un día desde el origen. La figura de la izquierda muestra los efectos de los vientos suaves del sur, un día de junio. En esta situación los contaminantes de una ciudad afec­ tan a otra y generalmente permanecen sobre tierra, conta­ minando áreas urbanas y rurales de una extensa zona. El mapa de la derecha, correspondiente a un día de febrero, muestra los efectos de los fuertes vtentos del oeste, que transportan los contaminantes directamente al mar. Un importante efecto físico de la contaminación del aire urbano es la reducción de la visibilidad y de la iluminación. Una capa de smog puede aminorar la ilumi­ nación en verano, en un 1 0 %, y un 20 % en invierno. La radiación u ltravioleta es absorbida por el smog, con lo que a veces evita completamente que estas longitudes de onda alcancen el suelo. La reducción de la radiación ultravioleta probaría la importancia que tiene en el incre­ mento de la actividad bacteriana a nivel del suelo. El smog de la ciudad mengua la visibilidad horizontal en 1/5 a 1 / 1 0 de la distancia normal visual en un día claro. Cuando la humedad atmosférica es sÚficiente, las partícu­ las higroscópicas forman unas películas de agua que pueden ocasionar verdaderas nieblas con visibilidad nula. Sobre las ciudades, en invierno, se suelen formar nieblas con más asiduidad que sobre las inmediaciones. Los aeropuertos costeros tales como los de Nueva York, Newark, Boston, sufren de la alta incidencia de este fenómeno y está aumentando por la contaminación urba­ na del aire. Un efecto relacionado con la isla de calor urbana es el incremento general de la nubosidad y de la precipitación sobre las ciudades si las comparamos con las de las áreas Humedad atmosférica y precipitación

Máximo

/ � Aiea

Ciudad

•..

.... al�nce

Visibilidad muy baja

sedimentación

7.31. Estelas de contaminación procedentes de ciudades costeras del este, bajo condiciones de vientos suaves del sur (izquierda) y vientos procedentes del oeste (derecha) . El punto al final de cada estela representa la distancia aproximada que han recorrido los contaminantes durante un período de 24 h. ( Datos facilitados por H . E . Landsberg, 1962, en Symposium-Air Over Cities. Sanitary Engineering Center Technical Repon A 62-5 Cincinnati, Ohio.) FIGURA

w.

4800 6',

inmediatas. Ello resulta de la intensificación de l a con­ vección generada por calentamiento de las capas bajas de aire. Por ejemplo, se ha calculado que las tormentas sobre Londres producen un 30 % más de precipitación que sobre las regiones adyacentes. El incremento de l a precipitación sobre un área urbana s e estima, en valores medios, entre un S y un 10 % superior a lo normal en la región donde se ubica. La tabla 7.2 resume las principales diferencias climáti­ cas entre una ciudad y el área que la rodea. Hay que tener en cuenta que corresponde a una generalización aplicada a las naciones altamente industrializadas de latitudes me­ dias y que existen diferencias acusadas entre las ciudades con respecto a la magnitud de su efecto.

Algunos efectos de la contaminación del aire sobre el medio Una lista de los efectos dañinos de los poluantes atmosfé­ ricos sobre la vida de las plantas y animales, e incluso sobre las substancias inorgánicas, sería larga si la desarro­ llásemos en su totalidad. Omitiremos aquí sus efectos sobre la salud humana. El ozono en el smog urbano tiene efectos perniciosos sobre los tejidos vegetales, y en algunos casos puede causar la muerte o importantes daños en árboles y arbus­ tos ornamentales. El dióxido de azufre es nocivo para ciertas plantas y es causante de la pérdida de productivi­ dad en viveros y huertos que se hallen en lugares con esta contaminación. El ácido sulfúrico atmosférico ha destruido en algunos puntos el liquen en crecimiento. Aunque secundaria, una importante categoría de efec­ tos perniciosos debido a la contaminación atmosférica es su efecto sobre la deteriorización de los materiales, y más que por el coste en vidas o en salud de animales y plantas, por las pérdidas en dinero. Las piedras de los edificios, o la mampostería, pueden sufrir la acción corro­ siva del ácido sulfúrico procedente de la atmósfera. Los metales, los tejidos, el cuero, el caucho y la pintura se deterioran y decoloran bajo el impacto de una exposición a los contaminantes urbanos. En particular, el caucho natural es vulnerable al ozono, lo que comporta su endu­ recimiento y posterior rotura. E l ácido sulfúrico, proce­ dente del dióxido de azufre, corroe los metales, especial­ mente el cobre y el acero. Sedimentación del ácido suljürico y sus efectos

9 de feb. 1961

Sedimentación del ácido sulfú,rico y sus efectos E l lavado del ácido sulfúrico de la atmósfera mediante la precipitación ocasiona que el agua de lluvia tenga un contenido anormal de ion sulfato, condición que es co­ nocida bajo el nombre de lluvia ácida. E l ácido nítrico, formado a través de los contaminantes ricos en óxidos de nitrógeno en su reacción con el agua, contribuye, tam­ bién, a la acidificación del agua de lluvia. Puesto que en períodos de tiempo seco, el depósito de contaminantes sólidos sobre las superficies de las hojas de las plantas, en los suelos, arroyos y lagos, el fenómeno en su conjun-

Tabla 7.2. Clima de una ciudad comparado con el del área circundante Radiación Total insolación U ltravioleta (invierno) Ultravioleta (verano) Horas de insolación

1 5 -20 % menor 30 % menor 5 % menor 5 a 15 % menor

Temperatura Media anual Mínima de invierno

2 a 3 % menor

H umedad relativa Nubosidad Cobertura de nubes Nieblas invernales N ieblas estivales Precipitación Cantidad total Nevadas Partículas materiales Contaminantes gaseosos Velocidad del viento

Calmas Fuente: H . E . Landsberg

91,

tabla l .

5 a 10 % más 1 00 % más 30 % más 5 a 10 % más 5 % menor 10 veces superior 5 a 2 5 veces superior 20 a 30 % inferior 10 a 20 % inferior 5 a 20 % más frecuentes

Promedio anual Ráfagas violentas

pág.

0,5 a 1 ,0 ºC superior 1 ,0 a 2,0 º C superior

( 1 970)

Meteorologica/ Monography, Vol

11,

125

500 mi 500km

"·-. .

-;,.,;......,,..::---T

" ..-·--

.- �--···

6o

��··· ·

1959

1956

·. .•... .. �. ,.·

500 m i

500 mi 500km

1

500 k m

1

�---­ .. . .

t h��\ } 't

---

1961

>

1966

FIGURA 7.32. Lluvias ácidas en el norte de Europa en los años 1956, 1959, 1961 y 1966_ Los guarismos representan valores de acidez. (Datos de S. Odén, 1972; publicados por G . E . Likens, e t a l . , Environment, vol . 1 4 , n.0 2 , pág. 3 6 , figura l . )

to viene definido bajo el amplio término de sedimenta· ción ácida. En párrafos anteriores sobre la contamina ción del aire y sus efectos, expusimos los principios básicos de este suceso e hicimos mención de sus efectos corrosivos. Cuando realizamos las pruebas para conocer el grado de acidez, medido según el pH del agua de lluvia, nos resultaban valores inferiores a 5 o 6, normales para regio­ nes no contaminadas (el agua de lluvia es ligeramente ácida debido a la presencia de C02 en disolución, for­ mando una pequeña concentración de ácido carbónico) . En la década de los sesenta, químicos del agua anota· ron un cierto descenso del valor del pH en el agua de lluvia recogida en el noroeste de Europa. É stos lo han reducido a valores comprendidos entre 3 y 5. Debido a que los guarismos del pH se hallan en escala logarítmica, los resultados obtenidos significan que las lluvias en

1 26

estas áreas son ahora entre 1 00 y 1 .000 veces más ácidas que anteriormente . Los cuatro mapas que acompañan el texto (figura 7.32) reflejan los valores de pH del agua de lluvia en el noroes­ te de Europa para los años 1956, 57, 61 y 66. Indican el dramático descenso de los niveles de pH y el aumento de la extensión de las áreas afectadas por la lluvia ácida. Científicos americanos estudiando la calidad química del agua procedente de la precipitación, informaban que desde 1975, poco más o menos, y sobre una amplia región del noreste de los Estados Unidos se había evalua­ do un promedio de acidez de 4; también habían recogido tasas tan bajas como 2 , 1 en el agua de lluvia procedente de ciertas borrascas locales. Otras observaciones demues­ tran que sobre las grandes ciudades industriales de los Estados Unidos, como Boston, Nueva York, Philadelphia, Birmingham, Chicago, Los Ángeles y San Francisco se Humedad atmosférica y precipitación

2



o "

m

Dióxido de azufre

o. ..

� " ..

,5 o

FIGURA 7.33. Distribución de las lluvias ácidas sobre los Estados Unidos y el Canadá sobre un promedio para 1982. Los guarismos indican valores de pH. Datos recientes muestran valores, en esencia, similares. ( Procedente dF NOAA, Air Resources Laboratory.)

haltan valores menores de 4. Tasas de pH comprendidas entre 4 y 5 se ubican en lugares que no se suelen asociar con aire contaminado, tales localidades son Tucson (Ari· zona) , Helena (Montana) y Duluth (Minnesota ) . L a figura 7 . 3 3 corresponde a un mapa de los Estados Unidos y Canadá en el cual se indica la acidez media del agua de lluvia para el año 1982. Desde aproximadamente 1975, el nivel de pH parece que se mantiene en las zonas muy industrializadas del noreste de los Estados Unidos, así como en la Europa Occidental. Al mismo tiempo se ha incrementado la cantidad de nitratos, mientras que la del sulfato ha decrecido. Esto refleja un cambio en la propor­ ción de uno y otro poluantes que están siendo suminis­ trados a la atmósfera. La figura 7 . 34 ilustra la distribución del dióxido de azufre y de óxido de nitrógeno en los Estados Unidos en el año 1980 . En años recientes se ha identificado localmente un aumento de la acidez a nive­ les inferiores a 5 ,0 en el sureste y suroeste de este país. Algunos de los posibles y siempre indeseables efectos sobre el medio ambiente de la sedimentación ácida son los siguientes: acidificación de lagos y arroyos; excesiva lixiviación de nutrientes tanto del suelo como de la copa o de las hojas de las plantas; alteraciones metabólicas de los organismos que trastornan el equilibrio de depreda­ ción en los ecosistemas acuáticos. Un claro ejemplo de los efectos de la acidificación del agua de arroyos y lagos es el observado en Noruega. E l hecho consiste en l a virtual eliminación de los remontes de los salmones en los ríos, debido a la inhibición del desarrollo de los huevos. Actualmente la acidez de los ríos noruegos se ha estabilizado, pero siguen habiendo grandes mortandades de peces sobre todo cuando las lluvias aportan grandes cantidades de sulfatos a los ríos. En Canadá la mortandad piscícola en los lagos también se ha atribuido a la creciente acidificación. En 1 980, el Departamento del Medio Ambiente del Canadá informa­ ba que 140 lagos de Ontario y otros cientos de la misma provincia corrían el mismo riesgo: no tenían peces. Los Sedimentación del ácido sulfúrico y sus efectos

Oxido de nitrógeno FIGURA 7.34. Emisiones de dióxido de azufre y óxidos de nitrógeno por estados durante el año 1980. (Office of Technology Assesment, U.S. Government Printing Office. Washington D . C . )

bosques también se han visto afectados por el mismo fenómeno. En la Alemania Occidental este problema ha sido esencialmente importante, sobre todo en los montes harz y en Bosque Negro. En 1983 se contaba que cerca de un tercio de los bosques del estado estaban sensible· mente dañados. Al este de los Estados Unidos los pinos y abetos han sufrido también, en años recientes, este mal. Un importante factor en el nivel de impacto de la sedimentación ácida en el medio es la habilidad del suelo y la superficie acuática de absorber y neutralizar el ácido. Este factor se ha observado claramente en los E E . U U . Las áreas que presentan una alta alcalinidad en las aguas superficiales están asociadas con un clima árido y muestran una baja sensibilidad a este factor y, al contra· rio, las regiones donde el agua del suelo es de naturaleza ácida tiene una altísima sensibilidad. Tales áreas se las asocia con climas húmedos y en general comprenden la zona este de este país, las regiones de alta montaña del oeste y el noroeste del Pacífico. Las razones para esta distribución cabe buscarlas en la susceptibilidad a la sedimentación ácida debida a una determinada disposi· ción de climas, suelos y tipos de vegetación, que será explicado en capítulos posteriores. Hacia 1 983, el Consejo Nacional de Investigaciones de los Estados Unidos tenía claro que las reducciones en la emisión de contaminantes atmosféricos restringiría subs· tancialmente el nivel de acidez en la precipitación. Su estimación fue que una disminución del 50 % en las emisiones de sulfato y nitrato ocasionaría una reducción en la acidez del 50 % en los lugares de origen de este aporte. La comunidad científica está unánimamente de acuerdo que la relación causal entre sedimentación ácida y fu entes contaminantes se establece más allá de cual­ quier duda razonable y que las medidas para remediar esta situación deberían ser ejecutadas en un plazo de tiempo Jo más breve posible.

127

¡;;

¡¡¡. z � o

CAPÍTULO

8

Masas de aire y borrascas

La atmósfera, mediante sus perturbaciones meteorológi­ cas, y en ellas se incluyen la velocidad del viento, el frío, las grandes precipitaciones, ejerce alteraciones a menudo rigurosas sobre e·l hombre y sobre otras formas de vida. Dentro de las alteraciones y peligros del medio tenemos lo que se denomina genéricamente como tormentas y con ellas los fenómenos que las caracterizan (la lluvia y los vientos) y los que se derivan de su acción (oleaje y mar gruesa sobre el mar, deshordamiento de ríos, coladas de barro, deslizamiento de tierras . . . ). Las perturbaciones meteorológicas de menor magnitud se encuentran entre los fenómenos ambientales beneficiosos, pues aportan precipitaciones a la superficie terrestre y de esta forma los suministros de agua dulce se reponen, suministros de los que tanto el hombre como todas las formas de vida existentes en el planeta dependen. El conocimiento de las alteraciones climáticas en todas sus variedades, faculta al hombre el poder predecir el lugar y la hora dónde ocurrirán y de est� forma avisar y tomar medidas de protección en caso de necesidad. Esta función propia de los científicos de la atmósfera, los meteorólogos, puede situarse a la cabeza de los proble­ mas derivados del medio. También es posible en un pequeño grado que el hombre pueda modificar los pro­ cesos atmosféricos en el sentido de reducir las conse­ cuencias de, por ejemplo, la velocidad del viento o de disminuir el efecto de las tormentas. Estas actividades, como hemos dicho, encabezan la modificación del tiem­ po planeada. En este capítulo comprenderemos que las relaciones entre el hombre y la atmósfera es una de tales interacciones. Borrascas móviles

Gran parte del tiempo nuboso e inestable que se experi­ menta en altas y medias latitudes se asocia con la presen­ cia de borrascas móviles. La convergencia de masas de aire en los centros ciclónicos se acompaña de una ascen­ dencia de aire y su enfriamiento adiabático, el cual, a cambio, produce nubosidad y precipitación. Al contrario, gran parte del tiempo bueno y soleado, en estas latitudes

128

donde dominan los vientos del oeste, se asocia con anti· ciclones móviles en los cuales el aire desciende y se extiende, calentándose adiabáticamente y que genera un aire estable e inadecuado al desarrollo de las nubes y la precipitación. Muchas de las depresiones tienen una baja intensidad, no siendo más que pequeños períodos de nubosidad y de lluvias o nevadas débiles. Por otro lado, cuando los gra­ dientes de presión son elevados, las depresiones s.e acompañan de vientos cuya fuerza varía entre el viento bonancible y el ventarrón; en tales casos la perturbación se denomina borrasca ciclónica. Las depresiones móviles se clasifican en tres grupos: l. Las depresiones de las latitudes medias y árticas (o

extratropicales) las cuales varían en cuanto intensi­ dad, desde ligeras perturbaciones a intensas borrascas. 2. Ciclones tropicales, de las áreas tropicales y subtropi· cales sobre las áreas oceánicas, cuya fuerza varía desde suaves perturbaciones hasta el potente y destructivo huracán o tifón. 3. Aunque tan sólo es una pequeña tempestad, en cuanto a extensión, el tornado presenta un profundo vórtice depresionario en el que convergen vientos enorme­ mente fuertes; su escala es más pe queña que los otros tipos, pero presenta una considerable actividad con­ vectiva. Masas

de aire

Las depresiones de las latitudes medias y altas dependen para su desarrollo de la coincidencia de grandes masas de aire con características físicas diferentes. Un cuerpo de aire en el cual las características de temperatura y humedad son completamente uniformes sobre una ex­ tensa región, se conoce bajo el nombre de masa de aire. En su dimensión horizontal, una masa de aire puede ser tan vasta como parte de un continente. Está caracterizada por una combinación particular de la temperatura, gra­ diente vertical del medio y por una determinada hume­ dad específica, pudiendo variar desde ser térmicamente

Masas de aire

y borrascas

Tabla 8.1.

Propiedades de la masa de aire más/recuentes ºC

Masa de aire Ártica continental ( y Antártica continental) Polar continental Polar marítima Tropical continental Tropical marítima Ecuatorial marítima

Símbolo

Propiedades

Ac (AAC) Pe Pm Te Tm Em

Muy fría, muy seca ( i nvierno)

(ºF)

Humedad específica g/kg 0,1

-46º Fría y seca (invierno) -11º 4º Fresca y húmeda (invierno) Cálida y seca 24 º Cálida y húmeda 24 º 27° Cálida y muy húmeda

muy cálidas, a ser muy frías, y en cuanto a humedad, pueden ser masas de aire muy secas o bien muy húme­ das. Una masa de aire dada tiene unos límites muy bien definidos, normalmente, entre ella y la masa vecina, ge­ nerando una discontinuidad que denominaremos frente. Un ejemplo apropiado lo encontramos entre las masas de aire polar y la tropical las cuales se sitúan por debajo del eje de la corriente en chorro del frente polar, situada, tal como se mostró en la figura 6 . 1 8, en las ondulaciones de las capas altas de la troposfera. A este hecho lo denomi­ namos frente polar y representa el grado más elevado de generalización a nivel del planeta. Los frentes pueden estar próximos a la vertical, como en el caso de masas de aire que tienen un movimiento relativamente lento de una respecto a la otra; pueden estar inclinados en un ángu­ lo no lejano a la horizontal, en casos donde una masa de aire se desliza sobre otra. Pueden estar estacionados con respecto a la superficie terrestre , pero, no obstante, las masas de aire adyacentes pueden moverse rápidamente, con respecto a las otras, a lo largo de un frente. Las propiedades de una masa de aire se deben en gran parte a las regiones sobre las que pasan. Debido a que la troposfera está en movimiento, más o menos continuo, las propiedades de una masa de aire en particular para un lugar dado reflejan la influencia mixta de la trayectoria, de miles de kilómetros y de la alternancia de su paso sobre áreas continentales y oceánicas. La complejidad de las influencias es particularmente importante en las lati· tudes altas y medias del hemisferio boreal, dentro del flujo de los vientos del oeste. Sin embargo, sobre las vastas regiones ecuatoriales y tropicales, una masa de aire refleja de forma simple las propiedades de una superficie continental u oceánica por encima de las cuales se mueve lentamente o bien tiende a estacionarse. Sobre una superficie oceánica ecuatorial, los niveles más bajos de la capa de aire que se sitúa por encima de ella desarrollan un alto contenido en vapor de agua. Y al revés, sobre un extenso desierto tropical, el aire lentamente subsidente forma una masa de aire con una baja humedad relativa. Sobre una superficie terrestre fría y cubierta de nieve, por ejemplo, en la zona ártica durante el invierno, las capas inferiores de la masa de aire se caracterizará por ser muy fría y por poseer un bajo contenido en vapor de agua. Los meteorólogos han desig­ nado como regiones manantial estas superficies terres­ tres u oceánicas que han marcado, sobradamente, las características térmicas e higrométricas de las masas de aire que permanecen sobre ellas. Las masas de aire se desplazan de una región a otra

Masas de aire

Temperatura

(-50º) ( 1 2°) (39º) (75º) (75º) (80º)

1 ,4 4 ,4 1 1 ,0 1 7,0 1 9,0

siguiendo las pautas que les marca la presión barométri· ca. A lo largo de esta migración, sus capas inferiores sufren una modificación gradual, recogiendo o perdien­ do calor con relación a la superficie subyacente, o bien, del mismo modo, perdiendo o recaudando vapor de agua. Las masas de aire se clasifican de acuerdo a dos varia­ bles o características de la región manantial: 1 . Posición latitudinal sobre el globo, las cuales determinarán sus características térmicas y 2. La superficie subyacente, si continente u océano, lo que determina su capacidad higrométrica. Con respecto a su posición latitudinal, te­ nemos cinco tipos de masas de aire qu _e son: Masa de aire Ártica

Símbolo A

Antártica Polar

AA p

Tropical

T

Ecuatorial

E

Región manantial Océano Ártico y tierras limítrofes Antártida Continentes y océanos lat. 50-60º N y S Continentes y océanos lat. 20-35º N y S Océanos, en la línea ecuatorial

Con respecto al tipo de superficie sobre la cual se encuentran, tenemos a dos subdivisiones contrapuestas que califican a los tipos precedentes: Masa de aire Marítima Continental

Simbología

Región manantial

m

Océanos Coritinentes

e

Por combinación de los tipos según su posición latitu­ dinal, con la tipología según las características de la superficie subyacente, obtenemos una lista con seis im· portantes masas de aire (tabla 8. 1 ) . La figura 8 . 1 muestra la distribución en el globo de cada una de las regiones de origen de estas masas de aire. La tabla 8 . 1 ofrece, tam­ bién, valores de temperatura y humedad específica en superficie, aunque cabe esperar una amplia oscilación de estas propiedades, dependiendo de la estación. Observad que la masa de aire polar ( Pm y Pe) se origina en la zona subártica y no en las latitudes polares. La definición meteorológica de la palabra "polar" para designar un tipo de masas de aire ha sido ampliamente

12 9

90º

--� :�

Manantial ártico

Región ma a de una masa de aire polar marftlmo (P fico) Pm-..,'-"''"" -'

>. Fresco y húmedo

��� f--.._

fManantial

f...--...

f......._ ""- "'Manantial Te

90º

FIGURA 8.2. Regiones manantial de masas de aire norteamericanas y sus trayectorias. ( Datos procedentes del U .S. Department of Commerce . )

FIGURA 8.1.

Esquema donde se indican las diversas masas de aire y su región manantial, en relación con el frente polar y la zona de convergencia intertropical.

utilizada teniendo actualmente una aceptación interna­ cional; no podemos, pues, cambiar su uso de acuerdo con el sistema geográfico latitudinal definido en el capí· tulo 4. La masa ecuatorial marítima (Em) contiene aproxima­ damente 200 veces más vapor de agua que la masa de aire ártica continental y ártico marítima, cuyas características son de extrema sequedad y frialdad. La masa de aire trnpical marítima y ecuatorial marítima son bastante simi­ lares en cuanto a temperatura y contenido en vapor de agua, de forma que con valores de hu i:nedad espe�ífica m11y altos, ambas pueden producir una intensa pr�c1p1ta­ cion. La masá de aire tropical continental (Te) tiene su región manantial sobre los desiertos subtropicales de los continentes y aunque puede tener una sustanciosa capa­ cidad para contener vapor de agua; su valor tiende a ser estable, teniendo una baja humedad relativa cuando re­ sulta fuertemente calentado durante las horas diurnas. La masa de aire polar marítima ( Pm) se origina sobre los océanos de las latitudes medias, y a pesar de que su contenido en vapor de agua sea bajo en comparación con las masas de aire tropical, ésta puede producir una copio­ sa precipit:tción y gran parte suele ser de origen orográfi­ co sobre las cadenas montañosas de las costas occidenta­ les de los continentes. La masa de aire polar continental ( Pe) se origina sobre Norteamérica y Eurasia en la zona subártica y suele tener una baja humedad específica y ser muy fría durante el invierno.

Masas de aire norteamericanas La masa de aire polar continental norteamericana, se origina sobre el centro-norte del Canadá (figura 8.2).

130

Ésta forma una especie de lenguas de aire frío y seco que periódicamente se suelen extender hacia el sur y el este de su región de origen y que producen los anticiclones, que van acompañados, en invierno, de J:? ajas temperaturas y cielos despejados. Sobre el océano Artico y las tierras que lo bordean se desarrolla la masa de aire ártica carac­ terizada por unas extremadas bajas temperaturas y una enorme estabilidad. Cuando esta masa de aire invade los Estados Unidos, se produce una rigurosa "ola de frío " . L a masa d e aire marítimo polar s e origina sobre e l Pacífico Norte y el estrecho d e Behring en l a región del centro de baja presión permanente aleutiana. Con una holgada posibilidad de abastecerse de humedad, tanto sobre la región manantial, como a lo largo de su recorri­ do con sentido sudeste hacia la costa oeste de Norteamé­ rica, esta masa de aire se caracteriza por ser fría y húmeda con una tendencia en invierno a ocasionar inestabilidad provocando intensas lluvias sobre las cordilleras costeras. Otra masa de aire marítima polar de la región norteameri­ cana se origina sobre el norte del océano Atlántico, tam­ bién determinada por su carácter frío y húmedo. De las masas de aire tropicales, la visitante más común de los estados centrales y orientales, es la masa de aire tropical marítima procedente del Golfo de México. Su dirección es hacia el norte, aportando aire cálido, húme­ do e inestable sobre la parte este dei país. En verano, particularmente, esta masa de aire origina un tiempo cálido y bochornoso en las partes centrales y orientales de EE .UU. Esta masa produce frecuentes tormentas. Es­ trechamente relacionada con la anterior es la masa de aire tropical marítima proveniente del océano Atlántico al este de Florida, sobre las Bahamas. Sobre el norte de México, este de Texas, Nuevo México y Arizona se origina durante el verano una masa de aire tropical continental seca y cálida, que no suele desplazar­ se extensamente, pero dirige las condiciones meteoroló­ gicas sobre la región manantial. Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.3.

Frente· frío. (Dibujo de A.N. Strahler.)

FIGURA 8.5.

Frente cálido. (Dibujo de A.N. Strahler.)

Sobre el océano Pacífico, en la célula de altas presio­ nes localizada al sudoeste de la Baja California, tenemos la región manantial de una masa de aire tropical maríti­ ma. Ocasionalmente, en verano, esta masa de aire húme­ da e inestable penetra por la región desértica del sudoes­ te ocasionando violentas tormentas al sur de California y Arizona.

Frentes cálidos y fríos La figura 8.3 indica la estructura de un frente en el que el aire frío está invadiendo una zona de aire cálido. A este tipo de frentes lo llamaremos frente frío. La masa de aire más frío, al ser más densa, permanece en contacto con la superficie del suelo, forzando a la masa de aire más cálido a ascender por encima suyo. La pendiente que presenta el frente frío está enormemente exagerada en el dibujo, siendo en realidad, del orden de 1 a 40 (querien­ do significar con ello que asciende 1 km verticalmente, por cada 40 km de distancia horizontal) . Los frentes fríos están asociados con fuertes perturbaciones atmosféricas.

En cuanto el aire caliente e inestable es forzado a elevar­ se, todo ello puede derivarse en fuertes tormentas, que se reflejan en las pantallas de radar (figura 8.4). La figura 8 . 5 ilustra un frente cálido que avanza hacia una región con aire más frío. De nuevo, en este ejemplo, el aire frío permanece en contacto con el suelo y el aire cálido es forzado, de nuevo, a ascender, como si se elevase por una larga rampa. Los frentes cálidos presen­ tan una pendiente menor que los frentes fríos -en el orden de 1 cada 80, y hasta un mínimo de 1 cada 200-. Por otra parte los frentes de este tipo representan, nor­ malmente, condiciones atmosféricas estables y carecen de los movimientos turbulentos del aire de los frentes fríos. Naturalmente, si el aire cálido es inestable, desarro­ llará células de convección y habrán intensos chubascos o tormentas. Los frentes fríos suelen moverse sobre tierra a mayor velocidad que los frentes cálidos, de esta forma, cuando ambos se sitúan en los mismos parajes, el aire frío acaba por atrapar al cálido y se forma un frente ocluido (figura 8.6) . El aire más frío con el movimiento más rápido de su frente permanece en tierra, forzando tanto al aire cálido, como al menos frío a ascender por encima suyo. La masa de aire cálida es alzada completamente del suelo.

Borrasca ondulatoria FIGURA 8.4. Fotografía de una pantalla de radar sobre la cual las líneas de tormentas aparecen a modo de manchas brillantes. Cada circunferencia de la pantalla está separada de la siguiente en 80 km (50 mil las naúticas) . (National Weather Service.)

Borrasca ondulatoria

El tipo de perturbaciones dominantes en latitudes me­ dias y altas son las borrascas ondulatorias", un vórtice •También depresión de onda o ciclón ondulacorio.

131

nordeste. E l área de precipitación es dilatada, pero mayor en el frente cálido que en el frío. En el bloque C, el frente frío ha atrapado el cálido reduciendo la zona de aire caliente a un estrecho sector y produciendo, al mismo tiempo, un frente ocluido. Final­ mente el aire es forzado a ascender (bloque D) aislándo­ lo de su región original situada hacia el sur. De este modo, el suministro de humedad y energía se ha cortado, y la tormenta ciclónica irá extinguiéndose gradualmente restableciéndose de nuevo la forma original del frente polar.

Anticiclón polar frío

Depresiones

Anticiclón cálido subtropical

FIGURA 8.7. La vaguada entre dos regiones de altas presiones es una zona probable donde se desarrollará la ondulación ciclónica.

que se forma, se intensifica y disuelve repetidamente a lo largo de un frente polar entre masas de aire frío y cálido. Durante la 1 Guerra Mundial, el meteorólogo noruego Jakob Bjerknes reconoció la existencia de frentes atmos­ féricos y desarrolló su teoría ondulatoria de los ciclones. El término "frente" utilizado por Bjerknes fue particu­ larmente adecuado debido a las semejanzas con los fren­ tes de lucha de la Europa en guerra. De la misma manera que los grandes ejércitos se encontraban a lo largo de líneas claramente definidas, que eran llamadas "frentes " , q u e avanzaban y retrocedían, las masas d e aire frío polar se hallaban en conflicto con las masas de aire tropical, húmedo y cálido. En vez de mezclarse libremente estas diferentes masas de aire permanecían claramente estable­ cidas, pero interactuaban a lo largo del frente polar. Una situación favorable a la formación de la ondula­ ción ciclónica se refleja en el mapa del tiempo en super­ ficie (figura 8. 7) . En él se puede observar una hondonada de baja presión que se halla entre dos anticiclones (al­ tas) ; una está constituida por una masa de aire polar, fría y seca; la otra, de aire marítimo, cálido y húmedo. Los vientos convergen en direcciones opuestas a ambos lados del frente, creando una situación inestable. Una serie de bloques diagrama (figura 8.8) i lustra la secuencia de estadios de la vida de una ondulación cicló­ nica. Al principio del· ciclo, el frente polar consiste en una línea más o menos uniforme, a lo largo de la cual el aire se mueve con direcciones opuestas. En el bloque A el frente polar muestra una ondulación, comenzando a configurarse . El aire frío se desplaza hacia el sur, mien­ tras que el cálido lo hace en la dirección contraria' de manera que cada uno de ellos i nvade el dominio del otro. En B, la onda de perturbación a lo largo del frente se ha profundizado e intensificado; el aire frío acucia, impe­ liendo hacia el sur, junto con su frente frío; el aire cálido se desplaza activamente junto con su frente, hacia el

132

en

los mapas diarios de{tiempo

Muchos detalles de la borrasca ondulatoria se reflejan en los mapas del tiempo en superficie para dos días conse­ cutivos de la figura 8.9. Los signos convencionales utiliza­ dos para la dirección del viento y sus respectivas veloci­ dades se explican en la figura 8 . 1 0 . Las isobaras están expresadas en milibares, con un intervalo entre ellas de 4 mb. El mapa A de la figura 8.9 muestra una depresión en un estadio semejante al del bloque B de la figura anterior. La tormenta se centra al oeste de Minnesota y se desplaza hacia el NE. Obsérvense los siguientes hechos sobre el mapa A: 1. Las isobaras de la Baja están cerradas configurándose una forma ovalada. 2. Las isobaras dibujan una "V" bien definida que está atravesada por las líneas de frentes. 3. Las direcciones del viento, indicadas mediante fle­ c as, forman un ángulo con el giro de las isobaras y siguen un modelo "antihorario" y hacia el centro de la espiral. 4. E � el sector de aire cálido, el aire tropical, cálido y humecto, fluye hacia el norte junto con el frente aso­ ciado. 5. Un súbito cambio en la dirección del viento acompaña el tránsito del frente frío. Éste está indicado por las grandes diferencias del rumbo de los vientos en pun­ tos cercanos al frente, pero en lados opuestos. 6. El paso del frente frío está acompañado de un descen­ so brusco de las temperaturas, tal como se puede observar en las diferentes lecturas de éstas a un lado u otro del frente. 7. La precipitación, ilustrada mediante sombreado de co­ lor, está ocurriendo sobre una ancha franja próxima al frente cálido y en el área central de \a depresión, pero se extiende también en una estrecha banda que bor­ dea el frente frío. 8. La nubosidad, reflejada por la proporción de área os­ curecida en los puntos de observación, se extiende sobre la totalidad de la depresión. 9. La Baja está seguida en el oeste, por una Alta (antici­ clón) en donde prevalecen bajas temperaturas y cielos despejados. 1 0 . La isoterma de Oº C cruza diagonalmente la depresión desde el NE hacia el SW, mostrando que la parte noroccidental es más fría que la suroriental.



Una sección transversal del mapa A de la figura 8.9 siguiendo la línea A-A' muestra cómo se relacionan los frentes con la nubosidad. Junto con el frente cálido halla­ i;ios una extensa área con nubes de tipo estratiformes. Estas toman forma de cuña, y están dirigidas por una fina

Masas de aire

y borrascas

'

Fase de formación

a

b

Fase inicial

e Fase de oclusión

FIGURA 8.8.

Estadios de desarrollo de una borrasca ondulatoria. (Dibuj0s de A.N. Strahler. )

capa de Cirros (Ci) y C irrostratos (Cs) . Hacia el oeste va engrosando su espesor y tenemos Altostratos (As), segui­ do de Estratos (St) y finalmente Nimbostratos (Ns), acompañada de una lluvia regular. Dentro del sector de la masa de aire cálido, el cielo puede estar parcialmente claro, con Cúmulos (Cu) dispersos. Junto al frente frío hallaremos los Cumulonimbos (Cb) que están asociados a tormentas e intensas lluvias pero su actividad se reduce a una estrecha franja y pasa rápidamente . El segundo mapa del tiempo, mapa B, de la figura 8.9, muestra las condiciones meteorológicas 24 h después. La depresión se ha desplazado rápidamente hacia el nordes­ te, dentro del Canadá, su recorrido se indica mediante la línea rotulada con el nombre de "Trayectoria de Ja depre­ sión". Su centro se ha movido cerca de 1 .300 km en un día, Jo que significa una velocidad de aproximadamente 65 km/h. La depresión se ha ocluido. Un frente ocluido reemplaza la separación entre frentes cálidos y fríos en la parte central de la perturbación. El área de alta presión o cuña del aire frío polar se ha desplazado hacia el oeste y el sur de la depresión. El frente frío está sobrepasando la costa oriental del Golfo. Las isobaras están cerradas alre­ dedor del anticiclón y los cielos están despejados y arre­ cia un viento suave. Al día siguiente las tormentas habrán llegado hasta el mar, abandonando la región oriental y arrastrando con ella un tiempo frío pero con cielos des-

Trayectoria de las borrascas ondulatorias

pejados. Una sección transversal del mapa de superficie muestra las condiciones a lo largo de la línea B-B', cor­ tando de través la parte ocluida de la tormenta. Obsérve­ se que la masa de aire cálida está comenzando a alzarse del suelo originando una copiosa precipitación.

Trayectoria

de

las borrascas ondulatorias

De las observaciones realizadas desde hace bastantes dé­ cadas sobre los movimientos de las borrascas y anticiclo­ nes, se ha demostrado la existencia de ciertas trayectorias comúnmente seguidas. La figura 8 . 1 1 es un mapa de los Estados Unidos y el sur del Canadá donde se muestran estas trayectorias. Observad que algunas tormentas cicló­ nicas se desplazan a través de la totalidad del continente desde su lugar de origen en el Pacífico Norte, tales son, por ejemplo, la Baja Aleutiana. Otras depresiones se origi­ nan en la región de las Montañas Rocosas, los estados centrales, o la costa del Golfo. Muchas de ellas confluyen en los estados del noreste o en las tierras bajas del río San Lorenzo. Estas depresiones salen hacia el Atlántico Norte, donde tienden a concentrarse en las regiones donde se ubica la baja de Islandia. La distribución general de las trayectorias de los ciclo­ nes de onda están ilustrados en la figura 8 . 1 2 . Obsérvese

133

-5 , 5

_ftl

-4 9 IRI

_ -G

1024

ALTA

Modelo de estación

... ... ... ...



Cobertura del cielo Temperatura � 9

Frentes:

Frío,

• • • • Cálido, ......... Ocluido,

·e

Punto de rocío � ·e

is

Velocidad del viento

y • y • y Estacionario

.,.,,. Lluvia R . s ...... Nieve

Sentido del viento

Mapa A 3 abril 1 h., E.$.T.

Sección transversal de la línea A-A'

Frente cálido

A'

FIGURA 8.9. Ondulación ciclónica observada en dos mapas del tiempo de superficie para días sucesivos. La presión está expresada en milibares; las temperaturas se expresan en grados Celsius. Las áreas sombreadas corresponden a lugares donde hay precipitación.

134

Masas de aire y borrascas

Jo< o

,

'



¡

1016 ! __,-·-·-\.- -------- 3� _



o O

'· \ \...

-3

[email protected] 2

'-.....)

Escala de 40º N lat.

500 Millas náuticas

500

1000 km

....1 --=� '==c ---===:1 -=::J .... __ == __

Mapa B 4 abril 1 h E.S.T.

Sección transversal de la línea B-B'

Para un mayor detalle sobre los símbolos del viento véase figura 8.10. (Mapa meteorológico diario del Nacional Weather Service, modificado y simplificado.)

Trayectoria de las borrascas ondulatorias

135

Pluma entera: / 10 nudos

nudos �OBanderilla:

/Media pluma: 5 nudos

º! \

= 15 knots ,

Estación de observación Sentido del flujo de aire

'

/"

r12or.

MAPAS DEL EN SUPERFICIE

80

Calma

45

5

N

�--: �o "-·280º··/

Azimut

FIGURA 8.10.

125



MAPAS DE ALTURA

Símbolos convencionales para el viento.

la gran concentración de éstas en las regiones vecinas a las Bajas de Islandia y la Aleutiana. Las depresiones de onda se forman, corrientemente, a modo de sucesión, esto es, viajando concatenadas a través del norte del Atlántico o del norte del Pacífico. La figura 8.13 es un mapa meteorológico mundial en donde se reflejan diferentes familias de borrascas. A medida que cada una emigra hacia el nordeste, se profundiza y oclu­ ye, convirtiéndose en un vórtice de aire aislado en las capas altas. Por esta razón, las borrascas que alcanzan las costas occidentales de Norteamérica y Europa están, nor­ malmente, ocluidas. En el hemisferio austral, la trayectoria de las tormentas se asemeja más a una única vereda que sigue la dirección de los paralelos. La simplicidad del modelo es, sin duda alguna, el resultado de la uniformidad de la superficie oceánica en las latitudes medias, donde tan sólo el ápice sudamericano rompe la monótona extensión. El casquete de la Antártida, centrado en el Polo se constituye y cen­ traJ;,.a la fuente de aire polar. Borrascas ondulatorias y ondulaciones en las capas altas del aire

FIGURA 8.11. Trayectorias más corrientes seguidas por las borrascas ondulatorias que atraviesan los Esrndos Unidos y el sur de Canadá. (Fuente: Bowie y Weightmann, U.S. Weather Bureau.)

¿Cómo se relacionan físicamente las borrascas ondulato­ rias y los anticiclones que las acompañan, con las ondas de Rossby explicadas en el capítulo 6? Las borrascas ondulatorias con sus frentes asociados son un fenómeno que sucede en los niveles bajos de la troposfera y abre camino, en las capas altas, a un flujo suave de vientos del oeste en el interior de las ondas de Rossby. La figura 8.14 muestra ambos sistemas superpuestos. La parte superior de la figura es un mapa; la parte inferior es una sección transversal, la línea x-y, del mapa. La clave para asociar los dos sistemas radica en las

75 70

15

o

15 ¡ 30

./,,.----



4 51

{

"



----�

FIGURA 8.12. Trayectorias más corrientes de los ciclones tropicales (línea continua) de las borrascas ondulatorias de las latitudes medias ( líneas punteadas) . (Fuentes: S. Petterson, B. Haurwitz y N.M. Austin. J. Namias, M.J. Rubín y J.H. Chang.)

136

60

120

Masas de aire y borrascas

�Frente frío Frente cálido ........_ Frente ocluido

----._

---.-·-

Q) @) @¡

ZCIT

Alta Baja Huracán

FIGURA 8.13. Un mapa diario del tiempo a nivel mundial para un día cualquiera de julio y agosto podría tener un aspecto semejante al que presentamos, el cual no es más que la unificación de las características meteorológicas de la zona. (Fuente: M.A. Garbe!!.)

líneas de flujo de la capa superior. Entrando por el costa­ do occidental (izquierda) de la onda de Rossby, las co­ rrientes llegan juntas siguiendo un modelo convergente. El aire que converge está forzado a descender a niveles inferiores a lo largo del eje de la corriente en chorro o núcleo. En cuanto el aire desciende, desarrolla una espi­ ral anticiclónica produciendo a nivel de superficie un anticiclón o alta, desde el cual el aire diverge horizontal­ mente. A medida que el flujo de aire de las capas altas abandona la onda de Rossby hacia el este (derecha) las

Convergencia

Vaguada

Núcleo de la Núcleo de la D ivergencia corriente�r t-t- +-- corriente

-1'-J � '), •

Convergencia



Divergencia X

><

.l.¡_'/< \\1.l f[.i.

� },





f.:.

rt-4-f.- ,..__

l'A

-4

"-,.:._"\ r. JA í-r!..,. i;tf

+-;-: �� �:-t:-+:-+,...+-t-t Anticiclón





Tornados

r\

0

�,,,;:\ -

Convergencia

f.:--_

y

Ciclón

FIGURA 8.14. Esquema donde se muestra la relación existente entre las trayectorias del flujo en las capas altas de la atmósfera con los anticiclones y borrascas en superficie. (Basado en H . Riehl, 1963 Introduction to tbe Atmosphere, McGraw-Hill Book Co., Nueva York, pág. 154, figura 7.7. Dibujo procedente de A.N. Strahler The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 19.23. Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Tornados

líneas de flujo se separan, siguiendo un modelo diver­ gente. De nuevo el aire ha de ascender hacia el núcleo de la corriente en chorro. El aire que asciende desde niveles inferiores desarrolla una espiral hacia su interior y es reemplazado por el aire que se desplaza hacia el centro depresionario en superficie. Tan pronto corno co­ mienza el flujo ciclónico, se forman los frentes y la típica ondulación ciclónica. La depresión es arrastrada por de­ bajo de la corriente en chorro y se desplaza hacia el nordeste. De esta forma se puede decir que las depresio­ nes de onda son motivadas y dirigidas por el flujo de los niveles superiores. El conocimiento, pues, de las condi­ ciones atmosféricas en altura resultan de considerable valía para un pronóstico del tiempo en superficie. Recordemos del capítulo 6, que en un estadio avanza­ do de desarrollo las ondas de Rossby pueden formar una estrangulación constituyendo una baja en altura con una masa de aire frío circulando en su interior. A nivel del suelo, esta baja estrangulada está representada por una depresión fuertemente ocluida, de modo que el centro de baja presión abarca toda la troposfera. Las depresiones profundas de este tipo pueden permanecer por un inter­ valo de unos cuantos días de duración.

La más pequeña pero también más violenta de las depre­ siones es el tornado. Parece ser típicarn�nte americana, pues, donde es más frecuente y donde causa mayores estragos es allí. También se puede presentar en Australia en gran número y ocasionalmente la podernos hallar en otros parajes de las latitudes medias. El tornado es una pequeña pero intensa depresión en la cual el aire gira a enormes velocidades. Aparece corno una oscura chimenea suspendida de un curnulonirnbos, y su base puede tener de 1 00 a 500 rn de diámetro. Su color es debido a la e levada densidad de humedad, polvo y residuos barridos por el viento. La velocidad de los vientos en un tornado exceden a todos los que se puedan encontrar en una borrasca nor-

137

55 50 45 40 35 30 25

FIGURA 8.15. Esta chimenea de un tornado fue fotografiada por William L. Males en Amarillo (Oklahoma) el 4 de mayo de 196 1. El tornado se encuentra a menos de 2 km del observador cuando fue realizada.

mal, otorgando las estimaciones un valor de 400 km/h. A medida que se desplaza, la chimenea serpentea y da vueltas. El final de la chimenea puede barrer alternativa· mente el suelo, ocasionando, de esta forma, una destruc· ción completa para cualquier cosa que se interponga en su camino, o bien puede ascender dejando el suelo intac­ to. La destrucción producida por el tornado ocurre bási­ camente por dos causas, una por los grandes vientos que desarrolla y por otro, por la repentina reducción de la presión del aire en el vórtice de la depresión: las casas cerradas, estallan, literalmente, y los tapones de botellas que estuviesen vacías saltarían. Tal es la disminución de presión en su interior. El tornado se forma en las partes de un denso cumulo­ nimbos que precede a un frente frío. Parece que se origina allá donde existen mayores turbulencias. Son co­ rrientes en primavera y verano pero pueden presentarse

\

15



10



-

5



-

-

-

-

o

1 e Q) e: UJ

e � � Q)

•U..

o

� "' ::;:

.3

<(

o >"' ::;:

o ·¡:

..=:

.2 :; -,

tio !f



� E

Q) :g Q) (/)



� ::i



o



� E

Q)

·:;; o

z

1 Q) .3 E Q)

·¡:¡

o

FIGURA 8.16. Promedio del número de tornados registrados en cada mes en los Estados Unidos para el período 1916-1960. (Fuente: National Weather Service.)

en cualquier mes (figura 8 . 1 6) . Allá donde ef aire polar marítimo eleva el aire tropical, cálido y húmedo en un frente frío, las condiciones suelen ser inmejorables para su formación . Se encuentran en gran número en los estados centrales y surorientales, y son extraños en las regiones montañosas y con bosques. Son casi desconoci­ dos en las regiones situadas al oeste de las Rocosas y se personan en pequeña cantidad en la costa este (figura 8.17). L a devastación efectuada por un tornado e s completa en la estrecha franja de su trayectoria (figura 8 . 1 8) y tan sólo los edificios construidos con cemento armado pue·

I

·-....___j

'-.,/'\

500 mi o 10 "· L_.L_..L....L...L-� 1000 km

138

>--



·_¿u

Escala

20

FIGURA 8.17. Distribución del tornado en los Estados Unidos desde 1955 a 1967. Los números que figuran en el dibujo nos indican el número de tornados en cada dos grados cuadrados de latitud y longitud. (Datos procedentes de M.E. Pautz, 1969, ESSA Tech. Memo WBTM FCST 12 Office of Meteorological Operation, Silver Spring, Md.)

Masas de aire y borrascas

Perturbaciones meteorológicas en los trópicos y en el Ecuador

FIGURA 8.18. Esta gran devastación ocurrida en Xenia (Ohio) acaeció en la tarde del 4 de abril de 1974. Esta borrasca fue uno de los 148 tornados que azotaron 12 estados centrales en dos días consecutivos matando a unas 300 personas e hiriendo a más de 5.000. El mayor efecto causado por un único tornado en la historia. (World Wide Photos.)

den resistir los daños producidos en la estructura. Un tornado puede verse u oírse con antelación, pero aque­ llos que se aproximan por la noche no se pueden adver­ tir. El Servicio Meteorológico Nacional mantiene un sis­ tema de predicción y de aviso de tornados. Dondequiera que las condiciones sean favorables a su desarrollo, el área afectada es alertada y son puestos en funcionamiento sistemas de observación e información. Las trombas marinas son semejantes en estructura a los tornados pero se forman en el mar bajo nubes Cumulo­ nimbos. Son más pequeñas y menos enérgicas que los tornados. El agua del mar puede ser elevada 3 m sobre su superficie. La rápida condensación del vapor de agua produce una visible columna que alcanza la base de la nube. Las trombas marinas, como también se las llama, son corrientes en los mares subtropicales del Golfo de México y en la proximidad de la costa suroriental de los Estados Unidos. Son el resultado de turbulencias de aire debidas al desplazamiento de un frente frío en bajas lati­ tudes.

Perturbaciones meteorológicas

Los modelos de tiempo en las zonas tropicales y ecuato­ riales difieren radicalmente de las latitudes medias. El efecto Coriolis es muy leve en el Ecuador y hay una carencia de fuertes contrastes entre las diferentes masas de aire; en consecuencia, los frentes claramente defini­ dos y las depresiones de onda, extensas e intensas, aquí no las hallaremos. Por otro lado existe una actividad atmosférica enérgica en relación con las células de con­ vección, debido al alto contenido en humedad en las masas de aire marítimas de estas latitudes. En otras pala­ bras, existe una considerable reserva de energía en forma latente, esta misma que nutre de poder a la más formida­ ble de las tormentas: el ciclón tropical . El mapa meteorológico mundial de la figura 8.13, muestra el inicio de unas condiciones climáticas típicas en las áreas ecuatoriales y subtropicales. Fundamental­ mente consiste en dos alineaciones de células de altas presiones, una o dos por cada masa marítima o terrestre . La línea septentrional se sitúa colindante al Trópico de Cáncer, la meridional es adyacente al Trópico de Capri­ cornio. Entre las altas subtropicales yace la cubeta depre­ sionaria del Ecuador, donde convergen los alisios, proce­ dentes del NE y SE (exactamente sobre la Zona de Convergencia Intertropical, ZC IT). En las capas altas de la troposfera, el flujo de aire sigue una dirección aproxi­ mada de este a oeste, en forma de vientos tropicales permanentes del este, explicados ya en el capítulo 6. Una de las formas más simples de perturbación consis­ te en la ondulación de los vientos del este, un movimien­ to lento de la vaguada ecuatorial en el interior del cintu­ rón de los vientos de este tropicales (alisios). Estas ondulaciones se pueden apreciar en la zona comprendi­ da entre los 5 y los 30º N y S sobre los océanos, pero nunca sobre la línea ecuatorial. La figura 8.19 es un mapa del tiempo simplificado de una ondulación del este, en donde se muestran las isobaras, la dirección del viento y la zona de lluvia. La onda consiste en una indentación en las isobaras, formando una pequeña vaguada. La ondula-

FIGURA 8.19.

Una ondulación del este sobrepasando las Indias occidentales. (Datos procedentes de H. Riehl, 1954, Tropical Meteorology. McGraw-Hill Book Co., Nueva York, pág. 213, figura 9.3.)

en los trópicos y en el Ecuador

139

100

ZOO

300

400

30º

500 km

25º

300

200

500

400

85º

Milla

80º

Sept.

FIGURA 8.20. Mapa del tiempo en superficie en el que se refleja la presencia de un típico huracán agitando las costas del este de Cuba. Véase la figura 8.1 0 para interpretar las flechas de vientos.

27

28 Mb 1040 1030 1020 1010 1000 990 980 970

FIGURA 8.21. Gráfico realizado por un barógrafo de Galventon en Texas, durante la presencia de un huracán el 27 de julio de 1943. (National Weather Service . )

7 5º

ción se desplaza hacia el oeste a una razón de 325 a 500 kilómetros por día. Los vientos cercanos a la depresión ecuatorial convergen al este, retaguardia, del eje de la ondulación. El aire húmedo es elevado, produciendo chubascos dispersos y tormentas, y siendo su duración de un día o dos. Otra perturbación afín a estas latitudes es la baja o depresión ecuatorial débil que se forma en lugares cerca· nos a la vaguada ecuatorial. Las masas de aire húmedo convergen en el centro de la baja ocasionando lluvias a partir de células de convección aisladas. Algunas de éstas se indican en el mapa del tiempo de la figura 8.13, las cuales se centran en la línea de la ZCIT. Puesto que corresponde a un día de julio o agosto, la ZCIT está desplazada al norte del Ecuador y es también durante esta época cuando se desarrolla el monzón de las lluvias en el sudeste asiático. Otro hecho característico del tiempo en estas latitudes es la penetración ocasional de intensas cuñas de aire frío polar proveniente de latitudes medias, hacia las bajas latitudes. Se conocen con el nombre de irrupción de aire polar o más sucintamente irrupción polar, y aportan un tiempo despejado pero con temperaturas frescas, inusua· les en estas latitudes, además de vientos continuos y fuertes, que irrumpen a la zaga de un frente frío asociado con chubascos. La irrupción polar se halla bastante desa­ rrollada en el continente americano. Se suelen desplazar hacia el sur de los Estados Unidos, sobre el mar del Caribe y América Central, que se conocen bajo el nombre de " nortes" ; las que se dirigen desde la Patagonia hacia el norte, en el hemisferio austral, se les conoce como "pam­ peros". Un ejemplo de tal irrupción se puede observar en e l mapa de la figura 8.13 sobre Sudamérica. Ciclones tropicales

El ciclón tropical es uno de los tipos de tormenta ciclóni­ ca más enérgicos y destructivos y que también se suele conocer bajo el nombre de huracán o tifón. Se suele desarrollar sobre los océanos en latitudes comprendidas entre los 8 y los 1 5' N y S, pero no sobre el Ecuador, donde el efecto Coriolis es muy suave. En algunos casos una simple ondulación del este se profundiza e intensifi­ ca desarrollándose una baja profunda y circular. Un factor ambiental importante en el origen de esta tempestad es la alta temperatura de la superficie marina que calienta las capas inferiores de aire y crea inestabilidad. Una vez formada la depresión se desplaza hacia el oeste, a través del cinturón de vientos alisios, inflexionando luego hacia el norte y penetrando más tarde en el cinturón de vientos del oeste. El ciclón tropical es u n centro de borrasca circular con una exagerada disminución de l a presión en su interior,

FIGURA 8.22. Esquema d e un huracán. Las nubes de tipo cumulonimbos se configuran siguiendo una forma de anillos concéntricos que ascienden sobre una densa capa de nubes estratiformes. La anchura del diagrama es de 1.000 km. (National Oceanic and Atmospheric Administration, National Weather Service, R.C. Gentry, 1964, Weatberwise, vol. 17, pág. 182. Dibujo procedente de A.N. Strahler. Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 19.36 Copyright 1963, 1971 de Arthur N. Strahler.)

140

Masas de aire y borrascas

45 Agosto

15 ..

45

o

15

ºC ºF 26 78,8 27 80,6 28 82,4

30

30

60

90

120

150

180

150

120

o

30

90

60

30

45 o

FIGURA 8.23.

Trayectorias más corrientes de los ciclones tropicales en relación con las temperaturas (°C) de la superficie del mar en el verano del respectivo hemisferio. ( Datos procedentes de Palmén 1948.)

en el cual los vientos giran a enormes velocidades acom­ pañados de chubascos muy intensos (figura 8.20 y Lámi­ na B.7) . El diámetro de la depresión puede situarse entre 150 y 500 km. La velocidad de los vientos oscila entre 1 2 0 y 200 km/h siendo algunas veces superior. La presión barométrica en el centro de la borrasca ¡...uede l legar a disminuir hasta un valor de 950 mb o incluso menos (figura 8. 2 1 ) . U n elemento característico del ciclón tropical e s e l llamado ojo central, e n el cual prevalecen las calmas (figuras 8.22 y 8.27) . Éste es un vórtice libre de nubes, producido por el rápido movimiento en espiral de la borrasca, y en el que el aire desciende desde elevadas alturas calentándose adiabáticamente. El tránsito del ojo puede llevar cerca de media hora; después, la tormenta volverá a estallar con renovado ímpetu, pero con vientos de diferente dirección. La distribución mundial de los ciclones tropicales está limitada a seis regiones, siempre situadas sobre los océa­ nos tropicales y subtropicales (figura 8.23) : 1) Indias Occidentales, Golfo de México y Mar del Caribe; 2) Zona occidental del Pacífico Norte, incluyendo en él las islas Filipinas, Mar de China y el archipiélago del Japón; 3) Mar Arábigo y Golfo de Bengala; 4) Costa oriental del Pacífico, región próxima a México y América Central; 5) Sur del océano Índico, en regiones ya próximas a Mada­ gascar y 6) Zona occidental del Pacífico Sur, en la región de las islas Fidji, y Samoa y la costa oriental de Australia. Curiosamente estas borrascas son desconocidas en el Atlántico Sur. Los ciclos tropicales nunca se originan en

FIGURA 8.24. Trayectoria típica de algunos huracanes que se sucedieron durante el mes de agosto. (U.S. Navy Oceanographic Office.)

Ciclones tropicales

tierra, aunque penetran bastante tierra adentro, en las franjas continentales. Las trayectorias de los ciclonef tropicales en Norteamé­ rica están registradas en la figura 8.24, la mayoría de ellas originadas entre las latitudes 1 0-20º y se desplazan hacia el oeste y noroeste a través de los alisios, cambian de dirección bruscamente saltando hacia el noreste, entre las latitudes 30-35º y entrando en la zona de los Wester­ lies o vientos que rolan del oeste. En esta ú ltima zona disminuye su intensidad y se transforman en una típica borrasca ondulatoria de latitudes medias. En la franja de los vientos alisios, los ciclones viajan a velocidades de 1 0 a 20 km/h. El advenimiento de los ciclones tropicales se restringe a ciertas estaciones del año y éstas varían según la locali­ zación en el globo de la región borrascosa. Para los huracanes del Atlántico Norte, el período de su aconteci­ miento se sitúa entre mayo y noviembre con una máxima frecuencia en las postrimerías del verano e inicios del otoño. La norma general establece que la estación del año con mayor frecuencia, para el hemisferio septentrio­ nal, se relaciona con el desplazamiento de la ZCIT hacia

FIGURA 8.25. Esta devastación a lo largo de la costa sur de Haití fue ocasionada por el huracán "Flora" el 3 de octubre de 1963. (Miami News Photos.)

141

FIGURA 8.26. Borrasca ocluida sobre la zona oriental del océano Pacífico en una foto de satélite en la que se presenta en forma de espiral cerrada. El frente frío forma una banda estrecha y densa que barre el sur y suroeste del centro de la depresión. La observación de estas dos fotografías con estereoscopio ofrece una visión tridimensional. (NOAA-2 imágenes de satélite cedidas por cortesía de Nacional Environmental Satellite Service.)

el norte; de la misma forma, e l período de aparición de este suceso en e l hemisferio meridional, se presenta con su desplazamiento hacia e l sur. La importancia a nivel de medio ambiente del ciclón tropical radica en su efecto destructivo sobre islas y cos· tas habitadas (figura 8.25) . La destrucción de ciudades y viviendas ha sido una información normal en algunas ocasiones. Del terrible huracán que azotó Las Barbados, en las Indias Occidentales en 1 870, cuentan las crónicas que edificios de piedra fueron arrancados de sus cimien· tos, destruyó además, fuertes y transportó cafiones más allá de 50 metros de sus primitivas posiciones. Los árbo· les también fueron desgarrados y despojados de su corte· za, y más de 6 .000 personas perecieron. La destrucción en la costa, durante las tormentas, por olas que son alzadas a gran altura sobre el nivel del mar, es quizás el efecto más preocupante de este fenómeno. En los lugares donde existe un elevado gradiente de

142

pres1on, se forma un fuerte viento que levanta el agua, formando un gran oleaje que embiste tierra adentro más allá de los límites ordinarios de costa. El súbito auge del nivel del agua se denomina ola gigante que tiene lugar a medida que el huracán avanza por la línea de costa. Los barcos son levantados e impelidos tierra adentro donde quedan embarrancados. Si a la depresión se le une e l efecto d e la marea alta, los límites alcanzados por la inundación serán todavía mayores. El terrible huracán que destruyó Galveston (Texas) en 1900, se vio reforzado por una repentina ola gigante inundando la baja ciudad costera y ahogando a casi 6.000 personas. En la desembo­ cadura del río Hooghly, en el Golfo de Bengala, murie­ ron 300.000 personas por culpa de la inundación produ­ cida por una ola gigante de 1 2 m que acompafió a un fuerte ciclón tropical que acaeció en 1737. Los bajos atolones de coral del oeste del Pacífico pueden ser com­ pletamente barridos por e l agua de mar impulsada por el

Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.27.

El huracán "Anita", sobre el oeste del Golfo de México, observado desde el GOES-2 el 1 de septiembre de 1977. El ojo de la tormenta estaba aproximadamente a 175 km al sudoeste de Brownsville (Texas. ) El huracán se desplazaba lentamente con sentido sudoeste para posteriormente atravesar a 230 km, el sur de dicha localidad. (Satellites Services, División Environmental Data and I nformation Service, NOAA.)

viento, llevándose palmeras y casas, y ahogando a los ha­ bitantes. Otra importante cuestión es la cantidad de precipita· ción que se produce a causa de los ciclones tropicales. Una considerable parte de la lluvia recogida durante el verano en algunas regiones costeras se puede atribuir a un pequeño número de tales tormentas, que aunque pueda constituirse en un inestimable recurso, podría configurarse, al mismo tiempo, en una amenaza por las crecidas de los ríos, y en área de montaña, por las coladas de barro y desprendimientos de tierra que pueden origi­ narse. En un intento de reducir la severidad de los huracanes mediante inseminación en las nubes, fue creado en 1960, por científicos del National Oceanic and Atmospheric Administration ( N OAA ) , el proyecto denominado "Stormfury" ( "violencia de las tempestades" ) que tras la inseminación de cuatro huracanes en ocho días diferen­ tes pretendía haber conseguido una reducción de las velocidades de los vientos que oscilaba entre un 10 y un 30 % en cuatro días. Ulteriores investigaciones han llega­ do a la conclusión de que las nubes de los huracanes contienen demasiado hielo natural y poca cantidad de gotas de agua subenfriadas para responder favorablemen­ te a la inseminación. El proyecto fue abandonado en 1983, pero se aprendió bastante acerca de los procesos físicos que afectan a la condensación. Teledetección en la predicción del tiempo

Los sistemas de teledetección explicados en el capítulo 4 han tenido un gran desarrollo en el campo de la observa-

Teledetección

en la predicción del tiempo

FIGURA 8.28. Fotos simultáneas del planeta tierra al amanecer, obtenidas a partir del GOES. A. Imagen en la región visible del espectro, en la que se muestra medio planeta en la oscuridad y el resto iluminado. B. Imagen térmica infrarroja, en la que se muestra la emisión térmica tanto para la mitad en oscuridad como para la iluminada. C. Imagen infrarroja procesada a fin de obtener la configuración del vapor de agua de las "nubes" en la troposfera. (Fotos cedidas por cortesía de la NASA.)

143

ción meteorológica a través de la utilización de satélites orbitales especializados . El primero de ellos, el N i m ­ b u s l , fue lanzado a fin d e adoptar u n a órbita polar sincrónica solar en 1 964, y transmitió fotografías de TV, así como imágenes infrarrojas de alta resolución, el más reciente y que recoge imágenes en la oscuridad. Los posteriores satélites de esta serie y los subsiguientes de la: serie NOAA TIROS, todos ellos con órbita polar, han sido continuamente perfeccionados en la toma de datos en diferentes categorías. Por otro lado, en la transmisión de imágenes, estos satélites meteorológicos registran datos del perfil vertical de las diferentes temperaturas de la atmósfera, además de proveer datos sobre el ozono, el vapor de agua, el albedo, cobertura nubosa y nivosa, precipitación, presencia de hielo en el mar. En 1985 la serie TIROS del NOAA incluía 1 1 ingenios espaciales en un amplio programa de recopilación de datos meteorológicos y del medio ambiente. Los datos se reciben, procesan y distribuyen en la central de Suitland ( Maryland) . Los satélites recogen información proceden­ te de algunos cientos de observatorios incluyendo entre ellos no solamente estaciones fijas o plataformas flotan­ tes, sino también los que se obtienen a partir de globos sonda. Tanto el Servicio Meteorológico Nacional de los Estados Unidos como el Programa Meteorológico Mun­ dial utilizan los datos del TIROS con finalidades predicti­ vas. Las imágenes de satélites son utilizadas particular­ mente en el seguimiento de huracanes y tifones, un servicio que no solamente ha salvado muchas vidas hu­ manas, sino que también ha prevenido posibles daños en la propiedad. La figura 8.26 muestra dos imágenes de satélite en las que se puede observar una borrasca ondulatoria ocluida en el este del océano Pacífico. Éstas fueron preparadas para una visión estereoscópica, es decir, para poderlas observar en relieve. Una simple lente estereoscópica de campaña (la utilizada para estudiar fotografía aérea) se puede colocar sobre ambas fotos consiguiendo el efecto tridimensional de la borrasca. Otro tipo de satélites meteorológicos son los que tie­ nen una órbita geostacionaria, es decir, un satélite que tiene una posición fija sobre un punto concreto del Ecua­ dor terrestre. Estos satélites sincrónicos terrestres están

en una órbita ecuatorial a una altura de 36.200 km; la velocidad del satélite es la misma que la de la rotación del globo en su giro hacia el este. El primero de los satélites geostacionarios llamado SMS (Synchronous Meteorological Satellite) fue lanzado en 1974 y fue seguido por algunos más del mismo tipo. Desde 1980 la NASA ha lanzado cinco satélites de este tipo que operan simultáneamente: GOES-Este y GOES­ Oeste producid9s por la NOAA; INSAT, por la I ndia; Meteostat, por la Agencia Europea del Espacio; GMS Sunflower, por Japón. Los sistemas scanning de estos satélites barren el globo de norte a sur obteniendo imágenes correspondientes a un hemisferio ( Lámina B.8); de esta forma tanto las bo­ rrascas ondulatorias, como los frentes de las latitudes medias y las borrascas tropicales, están continuamente controladas por los satélites de órbita sincrónica terrestre y además complementan las imágenes obtenidas por los que poseen una órbita polar (figura 8.27.) Normalmente estos satélites están siendo utilizados en el Programa de Investigaciones Climáticas (World Climate Research Pro­ gram, WCRP.) En 1985, la información recogida por estos satélites y los de órbita polar iniciaron el Proyecto Clima­ tológico Internacional de seguimiento de nubes por saté­ lite, una actividad más del WCRP. La figura 8.28 muestra tres imágenes completas de la tierra fotografiadas por el GOES y tomadas simultánea­ mente durante las horas del amanecer. La fotografía supe­ rior (A) utiliza longitudes de onda dentro del espectro visible y muestra la posición del "terminator" (línea de contacto entre el día y la noche) así como algunos siste­ mas de nubes. La segunda foto (B) es una imagen en el espectro infrarrojo térmico, en la que no aparece el "ter­ minator " . En esta imagen las nubes, blancuzcas, indican calor, en contraste con el resto de atmósfera circundante que aparece oscura y por lo tanto fría. La tercera imagen (C) está procesada a partir de imágenes infrarrojas y en ella se pueden observar las regiones de las capas altas de la troposfera con abundante vapor de agua (áreas lumino­ sas) . La zona de convergencia intertropical, en la que el aire asciende cargado de humedad hacia las capas · altas, se puede aprehender como un área luminosa que está próxima al Ecuador.

"EL NIÑO" Y LA OSCILACIÓN MERIDIONAL Con intervalos de tres a ocho años de tiempo sucede una importante perturbación que afecta el océano y l a atmós­ fera y que se inicia al este del océano Pacífico y que extiende sus efectos sobre el globo durante más de un año comportando unas características de intempestividad en el tiempo y anormalidad, tal como pueden ser sequías, lluvias intensas, períodos de calor o de frío, o una alta incidencia en el número de borrascas ciclónicas. A todo este fenómeno se le conoce como "El Niño ". Hacia 1 890, un pescador peruano que relataba este suceso, utilizaba el nombre de "Corriente del Niñ o " para definir una i nva­ sión de aguas superficiales cálidas que invadía esta zona del Perú cada pocos años, siempre en Navidad y que agotaba la pesca del sector. Este suceso es irregular en cuanto al i ntervalo de tiem-

144

po, y en cuanto a su intensidad, las más notables de las cuales han sido las de 189 1 , 1925, 1940-4 1 , 1965, 1972-73 y 1982-83. Tal como explicábamos en el capítulo 6 , la corriente de Humboldt (o la del Perú) es un flujo de agua fría que, valga la redundancia, fluye hacia el norte frente a las costas sudamericanas y en las proximidades del Ecuador vira hacia el oeste hacia el interior del océano Pacífico convertida en la corriente sudecuatorial. La corriente de Humboldt se caracteriza por la emergen­ cia del agua fría de las profundidades, cargada de iones nutrientes, que s irven de alimentación al plancton que allí se desarrolla. Los peces se alimentan de estas grandes cantidades de plancton y entre ellos se halla la anchove­ ta, un pequeño pez utilizado para la fabricación de pien­ sos para animales que prospera en gran número y es

Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.29. Promedio de la presión atmosférica en superficie de la zona ecuatorial del Pacífico (véase también la Lámina B.3) .

60

recogido por el pescador peruano. Con la aparición de "El Niño", cesa el ascenso de agua fría siendo reemplaza­ da por aguas cálidas procedentes del oeste, de modo que tanto el plancton como los depredadores de la anchovPta desaparecen. Así se puede hallar gran número de aves muertas por inanición en estas épocas. Solamente desde que acaeció esta corriente en 1982-83 ha sido descubierta la verdadera historia de "El Niño " , si bien ya habían ciertas configuraciones sinópticas relacionadas con su aparición. Para entender cómo se pone en funcionamiento " E l Niño", pasemos revista a l a s condiciones medias d e pre­ sión y vientos de enero, para las zonas ecuatorial y sub­ tropical del Pacífico, utilizando para ello el mapa de la figura 8.29, que es básicamente la misma que exponía­ mos en la Lámina B . 3 . Obsérvese la posición d e l a zona d e convergencia in­ tertropical (ZCIT) a lo largo del eje de la vaguada ecuato­ rial. Observen, también, la dirección de los alisios. Re­ cordemos, además, la figura 6.25 para comprender cómo se relacionaban la corriente sudecuatorial con la presión y los sistemas de vientos. Nótese, por ú ltimo, especial­ mente que la baja presión a lo largo del ZCIT decrece de forma irregular de este a oeste y que comenzando en los 160' W de longitud, la cubeta ecuatorial de bajas presio­ nes se ensancha latitudinalmente y se profu ndiza sobre una gran área que abarca I ndonesia, Nueva Guinea y el norte de Australia. Esta región en el verano (cuando hay una elevada insolación en el hemisferio austral) experi­ menta normalmente una fuerte precipitación. Para el nor­ te de Australia, esta es la estación lluviosa o monzónica de los climas tropicales secos y húmedos (capítulo 9 y Lámina C . 2 ) . Por lo que hace referencia a la costa perua­ na, el clima desértico prevalece a lo largo del año, siendo enero el mes con menor precipitación . Gilbert Walker fue un matemático británico, hombre con una amplia educación y abierto de miras, que sirvió en un cargo científico en la India a comienzos de 1904 y a quien se acredita la observación de una inversión extra­ ña y ocasional en el sistema de presión barométrico ya descrito. En algunos años, la región de baja presión de Indonesia y Australia es reemplazada por una alta pre­ sión, mientras que la primera se profundiza en el extre­ mo oriental del océano Pacífico, dentro de la vaguada ecuatorial. Walker denominó a este fenómeno oscilación meridional (Southern Oscillation, S . O . . ) Observó que la presencia del anticiclón ocasionaba sequías en la región occidental, mientras que en la oriental de "El Niño", se registraban unas elevadas precipitaciones. Desde la época de Walker sus observaciones han sido consideradas como precursoras para que se iniciase la de la corriente de " E l Niño" . Para una mejor observación de

Teledetección

en la predicción del tiempo

100

140

180

140

100

60

este fenómeno de vaivén meteorológico han sido escogi­ dos dos observatorios: Darwin, en la costa norte de Aus­ tralia, con una longitud de 1 30' E; y la isla de Tahití, a los 1 50' W. La figura 8.30 es un mapa especial donde se refleja el nivel de correlación entre las diferentes lecturas de presión barométrica sobre la región oceánica. Para cualquier punto sobre el mapa, cuando se presenta la oscilación meridional, la presión que se obtiene se coteja con la registrada en Darwin, de manera que se obtiene una presión anómala. Las isolíneas con valores elevados (6 a 8, tanto positivos como negativos) indican un alto nivel de correlación con Darwin y Tahití, el valor prece­ dente con las altas presiones y el posterior con las bajas presiones, respectivamente. Actualmente el efecto de la oscilación meridional (SO) se combina con el de "El Niño" (EN) formando el acróstico ENSO. El inicio de la presión anómala por oscilación meridio­ nal, en mayo de 1982, fue inmediatamente seguido por dos cambios en el medio superficial. Primero, los alisios cesaron de soplar; segundo, la temperatura de la superfi­ cie marina subió claramente en el Pacífico oriental, al sur del Ecuador. El ascenso térmico se inició en la costa sudamericana en octubre de 1982, cuando cesó también el aporte de agua fría a la superficie. La zona cálida, entonces, se extendió progresivamente más hacia el oes­ te, entre el Ecuador y la latitud 5' S alcanzando casi la longitud 1 80' en diciembre de 1 982 en la que permane­ ció hasta febrero de 1983. La temperatura del agua en superficie había aumentando más de 2' C sobre el valor normal en lo que podríamos llamar fase de madurez del ENSO, con un tiempo de duración desde diciembre de 1982 hasta febrero de 1983.

60

180

60

FIGURA 8.30. Correlación de la media anual de las presiones con la presión en Darwin (Australia.) Las isopletas vienen expresadas mediante coeficientes de correlación. ( Procedente de Eugene M. Rasmusson 1985, American Scientist., vol. 73, pág. 169, figura 2. Publicado con permiso.)

145

60

45 30

45

B



30

15

15

o

o

15

15

FIGURA 8.31. A) , Diseño normal desde diciembre a febrero d e l a corriente en chorro. B) Diseño durante el ENSO de diciembre de 1982 a febrero de 1983. (Datos procedentes de Eugene M. Rasmusson, 1 984 , Oceanus, vol. 27, n.0 2, pág. 1 2 , figura 9. Copyright 1984 por The Woods Hole Oceanographic Institution. Publicado con permiso.)

El cese de los alisios, en junio de 1982, fue seguido por un curioso evento: la puesta en marcha de vientos del este ecuatoriales en superficie que se establecieron en la parte media del Pacífico en unas longitudes que oscila· ban entre los 1 60º E y los 1 50º W. Al mismo tiempo la zona de precipitación en el suroeste del Pacífico se tras­ ladó hacia el este, dentro del área de los vientos del oeste ecuatoriales y alcanzando su máxima intensidad en enero de 1 983 entre las longitudes 140º y 160º W. Soplando sobre la superficie marina estos vientos inician las ondas de Kelvin con un movimiento hacia el este y que condu­ cen las aguas cálidas, en oleadas, hacia las playas del Pacífico en Sudamérica. Ello se podría imaginar a modo de chapoteo por el cual las aguas del mar suben a lo largo de las costas a ramalazos. Una consecuencia de la presen­ cia de agua caliente frente a las costas sudamericanas es la producción de lluvias torrenciales ocasionando devas­ tadoras avenidas, en los ríos que bajan de la cordillera andina en la zona del Perú, Bolivia y Colombia. La capa de agua superficial cálida se extiende hacia el norte por toda la costa de América Central y Norteamérica, llegan­ do a costas tan alejadas como las de Oregón. U n efecto de esta súbita elevación de la temperatura y del nivel del mar fue la rápida muerte por exceso de calor, en diciem­ bre de 1982, de multitud de arrecifes coralinos a lo largo de más de 3 .000 km de costa. Este suceso es considerado actualmente por algunos ecologistas como un desastre ecológico irreversible que ultimaría con la destrucción del coral. Asociado con la fase de madurez del ENSO fue el cambio en la configuración de la corriente en chorro en el hemisferio Norte, tal como se indica en la figura 8.3 1 .

146

Obsérvese que la corriente del ENSO barre de través México y el Caribe, continuando por el Atlántico y en­ trando en el norte de África y para seguir con fuerza, todavía, por todo lo largo de la Península Arábiga y el norte de la India. Una consecuencia de la posición meri­ dional de la corriente en chorro sobre Norteamérica fue que aportó frecuentes invasiones de tormentas ciclónicas con las consiguientes lluvias en las áreas costeras, gran­ des nevadas en las cordilleras occidentales, así como intensos chubascos en la costa del Golfo y sobre Florida. La precipitación entre enero y febrero de 1983 excedió un 200 % lo normal en estas localidades. Otro probable efecto del ENSO fue la anormalidad, entre diciembre de 1 982 y abril de 1983 de la presencia de diversos ciclones tropicales en el Pacífico sudcentral donde no suelen frecuentar. A principios de 1981 el área seca y de altas presiones del oeste del Pacífico se desplazó lentamente hacia el norte, cubriendo el ámbito de las Filipinas y extendién­ dose hacia el oeste, incluyendo el sur de la India y Sri Lanka, al mismo tiempo que una fuerte sequía azotó el sudeste de África. Otro tipo de perturbaciones en la atmósfera -llamadas generalmente anomalías climáticas- ocurrieron en las altas latitudes durante el ENSO más allá de nuestro ámbi­ to. La serie de eslabones deducidos de efectos a escala mundial, pertenecen a un tipo de acontecimientos me­ teorológicos conocidos como "teleconexiones" . Las in­ teracciones que en ella se incluyen son algo misteriosas y son objeto de continuas investigaciones. El ENSO puede haber tenido importancia en otros variados aspectos an­ tes de que "El Niño" aconteciese.

Masas de aire

y borrascas

CAPÍTULO

Clasificación

La meta del geógrafo físico es la de reconocer y explicar el medio ambiente de las diferentes regi0nes del planeta trascendentes para la vida humana y para el resto de las especies vivas. ¿Cuáles son los componentes vitales parti­ cularmente importantes para el hombre y para el resto de la biosfera a un nivel más general? Tengamos en cuenta, ante todo, que el suministro básico de alimentación de la biosfera es la materia orgánica sintetizada por las plantas, las cuales son las principales productoras y a partir de ella se sustentan y mantienen otras formas de vida. Puesto que el hombre depende de estos productores primarios, parece. lógico que hagamos hincapié en los componentes del medio que resultan básicos para su crecimiento. Las plantas ocupan tanto el medio terrestre como el marino, pero como la vida vegetal que vive sobre los continentes está más expuesta a la atmósfera, en lo que hace referencia a los intercambios de materia y ener­ gía, y puesto que el alimento del hombre deriva de las plantas terrestres, nos concentraremos en la interfacie tie­ rra-atmósfera. Dos componentes -atmosféricamente los componen­ tes derivados varían enormemente de un lugar a otro de la superficie terrestre y de una estación del año a otra-, la energía y el agua deben estar en forma aprovechable para las plantas. Ellas utilizan la radiación solar para realizar la fotosíntesis (este proceso de fabricación y síntesis, de hidratos de carbono) y para ello necesitan también dióxido de carbono y agua. Sin embargo el dió­ xido de carbono es bastante uniforme, en cuanto a su concentración en la atmósfera, en cualquier punto del globo y en cualquier estación del año, y de este modo podemos omitirlo como un factor variable en el medio. Las plantas necesitan también calor dispuesto en forma sensible y que sea proporcional a la temperatura del aire o del suelo, dentro de unos límites específicos. También requieren la presencia de agua en la zona radicular del suelo, aunque los animales también la neces.iten, del mismo modo que una oscilación térmica soportable. Los vegetales por otro lado liberan energía y agua a la atmós­ fera a través del proceso de respiración por el cual las moléculas carbohidratadas se descomponen en dióxido de carbono y agua (el proceso de fotosíntesis y respira­ ción se dilucida en el capítulo 24) .

Clima y clasificación climática

de

9

los cli1nas

Aparte de energía, C02 y agua, las plantas necesitan nutrientes que los obtendrán del suelo y que a su vez serán liberados de nuevo a este medio con los restos de tejidos vegetales muertos; de esta forma se disuelven y reciclan en él (el ciclo de los nutrientes se explica en el capítulo 24) . En resumen, los vegetales terrestres requieren de ener­ gía lumínica, dióxido de carbono, agua y nutrientes. Cada uno de estos elementos proviene de dos fuentes básicas: 1 ) La atmósfera y 2) el suelo. El suministro de energía lumínica, energía calórica y agua se ciñe estrictamente al concepto de clima, es decir, las plantas dependen del clima y del suelo. De estas dos fuentes de materia y energía, el suelo es el que resulta más afectado por las plantas, pues sirve para el reciclaje de materia. El clima, cuando se define de manera amplia como una fuente de energía y agua, es un agente de control independiente. Está determinado por la latitud, por los movimientos a gran escala del aire, y la interacción de masas de aire diversas dentro de la troposfera. Si comenzásemos a esta­ blecer una pirámide de prioridades e interacciones, el clima ocuparía el vértice superior como variable inde­ pendiente (figura 9 . 1 ) . Por debajo suyo y formando la base de la figura estarían: 1 ) Los procesos orgánicos de las plantas, y 2) los procesos del suelo. Ambos interac­ túan a nivel de la base.

Clima y clasificación climática El clima ha sido siempre en geografía física, la piedra de toque y ha constituido la base para una racionalización física definida del globo. Examinemos en primer lugar el contenido de la climatología tradicional, la ciencia del clima. En el sentido más amplio, clima es una condición característica de la atmósfera próxima a la superficie te­ rrestre en un lugar, o sobre una región determinada. Los componentes que intervienen en su descripción son, en su mayor parte, semejantes a los componentes del tiempo utilizados para describir el estado de la atmósfera en un instante preciso. Si la información del tiempo trata con un suceso específico, el clima representa la generaliza­ ción del tiempo. La manifestación del clima a partir de un observatorio o una región concreta, se define a partir del

147

promedio de las observaciones acumuladas sobre series de períodos anuales. No solamente es la media o el promedio de los valores examinados, entran también dentro de la contabilización las situaciones que escapan a la norma, las excepciones y las probabilidades de que vµelvan a ocurrir.

CLIMA

Aportes básicos de energía y agua



PROCESOS , ORGÁNICOS

n

Atmósfera Hidrosfera y litosfera

e

o (_)

e

PROCESOS

l �--•a.4U. DEL SUELO

Fotosíntesis, 1 respiración, 1 reserva de energía \. FIGURA 9.1.

___ _,. 1 _____ _

.1

Nutrientes, producción, reserva hídrica

Ciclo de los '-""-- ------' nutrientes

Papel del clima en los procesos del medio de la

biosfera.

En capítulos pasados se contenía mucha información que podía haberse incluido dentro de la definición del clima. Por ejemplo, los mapamundis que mostraban para los meses de julio o enero las presiones barométricas medias, o vientos, o la temperatura del aire, son expresio­ nes diversas del clima. Los componentes físicos del clima son muchos, se incluyen cantidades mensurables de ra· diación, calor sensible, presión barométrica, vientos, hu· medad relativa y específica, punto de rocío, cobertura y tipo de nubes, niebla, tipo de precipitación e intensidad, evaporación y transpiración, incidencia de borrascas y anticiclones, frecuencia de los movimientos de los fren­ tes. ¿Cuál de estos componentes es realmente significati­ vo en el momento de analizar el clima? La aproximación climática como geógrafos, nos llevará solamente a lo que necesitamos. Nuestro problema a la hora de idear un sistema elo· cuente de clases climáticas (una clasificación de los cli· mas) es seleccionar las categorías de información dispo­ nibles y que se correlacionen estrechamente con las necesidades de la vida sobre la tierra. Para ello utilizare­ mos aquellas que nos ayuden a delimitar tipos regionales de climas, y si lo hacemos como cabe esperar, cada unidad regional dentro del sistema climático reflejará marcadamente el papel de la atmósfera como controlado­ ra de la vida terrestre. Este mismo sistema nos dará algu­ na indicación de las oportunidades y restricciones que la atmósfera, como medio, impone sobre la humanidad en el momento en que ésta intenta incrementar los suminis­ tros de alimentación y de agua, al mismo tiempo que se extienden las áreas de uso urbano e industrial . La clasifi­ cación climática que aquí ambicionamos debe tener utili­ dad en cuanto ha de guiar la planificación regional y el crecimiento de la población, del mismo modo que en describir el medio natural. Este papel es particularmente importante en la conducción del progreso de las nacio­ nes en desarrollo, en cuanto intentan aumentar los recur­ sos alimenticios de una forma inadecuada.

148

Seleccionemos, pues, aquellas categorías de informa­ ción que puedan ayudarnos en la confección de un siste­ ma climático expresivo y práctico.

La radiación neta como base para una clasificación climática Entre los geógrafos, la propuesta de utilizar la radiación neta como base para una clasificación climática, constitu­ ye un hecho bastante reciente. Un intento preliminar para construir un sistema de clasificación basado en la insolación fue realizado por Werner H. Terjung en 1970; fue seguido el mismo año con un intento, también suyo, de utilización de la radiación neta para el mismo fin. Recordemos del capítulo 4 que la radiación neta era el resultado de la diferencia entre entradas y salidas de energía de onda corta, como de onda larga. Volviéndonos a referir a la figura 5.10, vemos que el ciclo anual de radiación neta presenta notables diferencias entre las zonas ecuatoriales y las árticas. Terjung analizó las gráfi­ cas anuales de esta variable con respecto a los valores máximos, la oscilación anual de éstos y la forma de la gráfica. Combinando tales parámetros diseñó un sistema de tipos climáticos y un mapamundi con su distribución. La radiación neta está, normalmente, vista como el mejor indicador de energía aprovechable para el creci­ miento de las plantas. En conjunción con la medida de agua aprovechable en forma de humedad en el suelo, la radiación neta puede convertirse, finalmente, como la base para una clasificación de los climas a nivel del globo; sin embargo, actualmente en geografía física pre­ dominan métodos más convencionales con la utilización de otras variables climáticas, y hacia ellas vamos.

La temperatura del aire: base para una clasificación climática Todo tipo de organismos, ya sean animales, ya vegetales, están sujetos a unas limitaciones térmicas del aire, agua o suelo circundante; la supervivencia por encima o por debajo de estas condiciones no sería posible. Pocas plan­ tas en período de crecimiento pueden sobrevivir a tem­ peraturas superiores a 50º c poco más de breves minutos. M uchas especies vegetales nativas de latitudes tropicales o ecuatoriales mueren si se les expone durante un breve período de tiempo a temperaturas por debajo del punto de congelación (Oº C ) . La congelación del agua conteni­ da en los tejidos vegetales causa roturas en las plantas inadaptadas a estas condiciones. La alternancia de hielo y deshielo en el suelo puede significar la rotura de raíces de plantas, y es un factor limitante del crecimiento de las plantas en zonas árticas y alpinas. Aparte de límites extremos en la tolerancia térmica, las plantas reaccionan a un incremento en la temperatura del aire o del agua a través del aumento de la actividad física o química. La proporción óptima en la cual la actividad fotosintética y la respiración llegan a incrementarse para­ lelamente a un ascenso de las temperaturas, se encuentra, para ambas, entre el punto cercano a la congelación y los 20 y 25º C, más allá de la cual la fotosíntesis comienza a declinar, mientras que la respiración continúa aumentan­ do su actividad hasta temperaturas considerablemente altas. Sabiendo que las plantas están fuertemente influen­ ciadas por el factor térmico tanto en el aire y en el suelo que las rodea, incluiremos este factor como uno de los elementos esenciales en el clima.

Clasificación de los climas

La figura 5.11 mostraba ciclos anuales de temperaturas para cuatro observatorios dispuestos entre el Ecuador y la zona subártica. Traslademos esta investigación un paso más allá a fin de explorar la oscilación, a nivel de planeta, de los ciclos anuales. Una comparación de los ciclos anuales de temperatura para diversos observatorios sobre el globo nos permite el reconocimiento de cierto número de tipos, los cuales pueden ser denominados regímenes térmicos. Algunos de ellos los hallamos reflejados en la figura 9.2 y 9.3; cada uno de ellos ha sido subtitulado de acuerdo con la zona latitudinal a la cual pertenece, por ejemplo: ecuatorial, tropical, de latitudes medias o subártico. Algunos rótulos incluyen palabras más descriptivas de su localización con respecto a la masa terrestre. Así "continental"se refiere a una sede en el interior del continente; "costa oeste" y "marina" se refieren a un emplazamiento unido al océa­ no, en este caso en el lado oeste del continente. El régimen ecuatorial es uniformemente cálido; las temperaturas oscilan alrededor de los 27º e durante todo el año y no hay estaciones en cuanto a diferencias térmi­ cas. El régimen tropical continental varía desde unas características calurosas, cuando el sol está en lo alto, hasta unas condiciones térmicas más suaves en el solsti­ cio opuesto. En lugares próximos al océano, sin embargo, tenemos un régimen tropical de costa oeste, con un leve ciclo estacional y un calor no muy acusado. El mismo régimen de costa oeste puede trazarse para latitudes me­ dias. Y con unas características muy semejantes, de forma

Por otra parte, por ser una importante circunstancia del medio ambiente tanto para la fisiología como en la repro­ ducción de las plantas, la temperatura del aire entra en muchas otras actividades de la vida animal (por ejemplo, hibernación y migración). Para el hombre, la temperatura es un factor fisiológico importante y se relaciona directa­ mente con la cantidad de energía que se desembolsa en el calentamiento del espacio y en el acondicionamiento del aire en el interior de los edificios. No obstante, la temperatura por sí sola no define clases climáticas signifi­ cativas, pues muchas veces falta la disponibilidad del ingrediente agua. La temperatura de las capas inferiores del aire, medida con termómetros instalados en el interior de proteccio­ nes homologadas (capítulo 5), ha provisto desde hace tiempo de una variable esencial en grandes cantidades para uno de los principales sistemas de clasificación cli­ mática. La información mensual basada en lecturas dia­ rias de los termómetros de máximas y mínimas, ha sido recopilada desde hace bastantes décadas por miles de observatorios instalados en todo el mundo. Consecuente­ mente, la disponibilidad ha sido un importante factor que ha favorecido su empleo para diseñar un sistema de clasificación climática basada en esta variable.

Regímenes térmicos En el capítulo 5 estudiamos el ciclo anual de temperatu­ ras en relación con el ciclo del balance energético anual.

!

·¡-:-r---:-l

Ecuatorial ºC 7 ""1 :

30 .5


� E

lO

N

201

Camerún 4º (Douala)



·� -101 � -20

:>

-

'

-40

l Ecuatorial lluvioso -50 0 -5 E F MA MJJA S,OÑD

30 � �

:Ée � e .,

101 (In Salah Argelia)

-201

e

4d tropical seco subtipo desértico

- 0 5 E F M A MJJA SO ND

J

Costas oeste de latitudes medias

4 dw tropical seco subtipo de costa oeste

'1��E F M A M JJAS 0 ND "·

�...'....

N

J. ¡

Mediterráneo

L-.�111.._¡.,_J.,

1

�.

E F M A M JJASOND Bajas latitudes

I

E F MA M JJASOND

Regímenes rermicos

J \

:11 ¡

.

n-r-T

.1 . �� ,f

f-

i--

�I

L

N

N

11 Bosques boreales

-40

EF M A M JJASOND

-�

Altas _ latitudes

20

o

-60

N

E F MAMJJASOND

40

8 Marítimo de costa oeste '

71º (Eismitte)

j

60

-20

Groenlandia lnlandsis

Al berta 58º (Ft. Vermilion)

O

80

S. Alaska 57' (Sitka)

Casquete polar

Algunos regímenes térmicos importantes, representados por sl.Ís ciclos de temperaturas. (Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.2.

f

Continental subártico

l

10 Continental húmedo

·l¡

California 36º (Monterrey)

41 • N (Omaha)

¿-30

- -40• 1 -50

1

r� /.:\ 1

20

o

fTlTfITT!TTIJ

¡-¡: � t�)-1 t 1 �t

Continental de latitudes medias

Tropical continental

l:l-10

j

Bahía de Walvis

'§ -30

ºC

riTTTTTTTTlTl

Regímenes térmicos Tropical de costa oeste

'

á

1.

>

13

C�squete polar J.

100 ºF

80 60

40

20 o

-20

-40

-60

E F M A M JJASOND

149

invariable se pueden hallar en latitudes mucho más sep­ tentrionales. En el interior de los continentes, los marca­ dos ciclos anuales permanecen, por ejemplo, desde el régimen continental de latitudes medias hasta el conti­ nental subártico, donde la oscilación anual es enorme. El régimen del casquete glacial de Groenlandia constituye una clase en sí, con un frío riguroso a lo largo del año. Pueden ser identificados otros tipos de regímenes, pues pueden matizarse de uno a otro, haciendo de la lista algo indefinidamente largo. En las figuras 9.2 y 9.3 se reflejan dos importantes conceptos. Uno de ellos es el de continentalidad, la tendencia de una enorme masa terrestre a imponer una amplia variación en el ciclo anual. La continentalidad deviene más exagerada cuanto mayor es la latitud, debido a que el ciclo de insolación trasluce unos valores extre­ mados con el incremento de esta variable. Otro concepto lo compone la influencia marina, la cual tiende a aliviar el ciclo anual revelando unas temperaturas dentro de una moderada diversidad. Este efecto, sin duda alguna, pro­ viene de la capacidad de los océanos de retener grandes cantidades de calor, almacenándolo y recogerlo o emitirContinental subártico

Casquete polar Groenlandia, lnlandsis 71 º N (Eismitte)

/:.\ 58 • N (Ft. Vermilion)

lo muy lentamente si lo comparamos con las áreas te­ rrestres.

La precipitación: base para una clasificación climática La información de la precipitación obtenida por el simple pluviómetro (capítulo 7) está disponible de forma abun­ dante en mú ltiples observatorios extensamente distribui­ dos por todo el globo. No ha de extrañar, entonces, que la información de la precipitación mensual y anual for­ men la piedra angular de muchas Je l�s clasificaciones climáticas. El promedio de precipitación anual se ilustra en un mapamundi, Lámina C.3. Está realizado a base de isoye­ tas, líneas que unen todos los puntos que perciben la misma cantidad de precipitación a lo largo del año. Para regiones donde toda, o gran parte de ésta es en forma líquida usaremos el término de "lluvia"; para los lugares donde la nieve constituye una gran parte de la precipita­ ción anual utilizaremos el término más amplio de "preci­ pitación".

Continental de latitudes medias

/"\

'

Desierto del Sáhara 27° N California 36 • N (Monterrey)

In Salah, A rgel ia --�

11

•··-�··· ·· ._ ,. ··�- . •

Ecuatorial

Camerún 4º N (Douala)



i�-� '. LL.1 •.

l

J

• --------.:;!

f

23. s

Namibia Walvis Bay

]..J

.. �� .

Localización de cada una de las estaciones de la figura 9.2. ( Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.3.

150

Clasificación de los climas

Tabla 9.1.

División regional del mundo según la precipitación Precipitación anual

Extensión latitudinal

Localización en continentes

Masa de aire dominante

cm

pulg

Ecuatorial lluvioso Vientos alisios en el litoral Desiertos tropicales

10º N y S 5-30º N y S 10-35º N y S

Em Tm Te

más 200 más 150 menos 25

más 80 más 60 menos 10

Desiertos de latitudes medias y estepas Regiones subtropicales húmedas Costas occidentales de latitudes medias Desiertos árticos y polares

30-50º N y S 25-45º N y S 35-65º N y S

Interior y costas Estrechas franjas costeras Interior y costas occidentales Interior Interiores y costas Costas occidentales

Tc,Pc Tm (verano) Pm

10-50 100-150 más 100

4-20 40-60 más 40

60-90º N y S

Interiores y costas

Pc,Ac

menor 30

menor 12

Nombre

Los modelos a nivel planetario de precipitación están relacionados con las regiones manantiales de las masas de aire y, de forma predominante, con los movimientos de las masas de aire . Siete regiones de precipitación pueden ser conocidas en términos de total anual en combinación con su situación. Los detalles se especifican en la tabla 9. 1 . La figura 9.4 es un esquema donde se representa la distribución global de la precipitación, sim­ plificado al máximo en virtud de un continente imagina­ rio que reuniese todos los regímenes pluviométricos. Obsérvese que los adjetivos "lluvioso", "húmedo" "sub­ húmedo", 'árido"y "subárido"han sido aplicados a cada uno de los cinco niveles de precipitación anual, los cua­ les oscilan desde O a 200 cm. l . El cinturón lluvioso ecuatorial, de l luvias intensas su­ periores a los 200 cm anuales, se sitúa sobre el Ecua­ dor e incluye la cuenca del río Amazonas, en Sudamé­ rica, y la cuenca del río Congo en el Á frica Ecuatorial, además del este de Nigeria, Guinea y las Indias OrienZonas

N 80

----

-

--- ----¡

---

Ártico Círculo Polar

70

tales. La preponderancia de temperaturas cálidas y una elevada humedad contenida en la masa de aire maríti­ ma ecuatorial (Em) favorece unas lluvias de convec­ ción, junto a la aparición de tormentas que son fre­ cuentes a lo largo del año. 2. Las estrechas franjas costeras con elevada pluviosidad, 1 50 a 200 cm y localmente más, se sitúan, desde zonas próximas al Ecuador hasta latitudes de 25º a 30º N y S, sobre las costas orientales de cada continente o gran­ des islas. Ejemplos de ello lo constituyen las costas orientales del Brasil, América Central, Madagascar y el noreste de Australia. Estos son los vientos alisios que inciden en las costas, donde la masa de aire húmeda tropical marítima de los océanos cálidos es transporta­ da a tierra por los alisios evientos del este tropicales). El choque de estas masas de aire sobre las cordilleras y montañas costeras produce intensas lluvias orográ­ ficas. 3. En notable contraste con el cinturón ecuatorial lluvio-

----

60

- - --



50 40 Subtropical

30 20

lrópico de Cánce. Tropical

10

o

--

- Ecuatorial

------ -

10 20 30

-- - -

Alisios (vientos del este tropicales)

Tropical

Muy húmedo lluvioso

Trópico de Capricornio--­ Subtrópical

D

40 50

s 60 ------

D

-----

La precipitación: base para una clasificación climática

Cm 200 +

Precip.

(Pulg.)80 +

Húmedo 100-100 40-80 Subhú· medo

50-100 20-40

Semiárido25.50 Árido

0-25



Monta

10-20



_J 0 - 10

_

FIGURA 9.4. Esquema de la distribución de la precipitación anual sobre un continente imaginario y sus áreas oceánicas adjuntas.

151

so y a horcajadas sobre el Ecuador existen dos vastas zonas con desiertos tropicales colindantes aproxima­ damente con los trópicos de Cáncer y Caprkornio. Son desiertos tórridos, infecundos, con una pluviosi­ dad menor de 25 cm o incluso, en algunos puntos, menos de 5 cm. Se localizan y son consecuencia de las células de altas presiones subtropicales donde la sub­ sidente masa de aire tropical continental (Te) se ca­ lienta y seca adiabáticamente. La poca lluvia que estas áreas experimentan son de tipo conveccional pero de poca trascendencia. Obsérvese que los desiertos tropi­ cales se extienden a zonas próximas a la costa oeste de los continentes, e incluso sobre los océanos. 4. Más hacia el norte en el interior de Asia y Norteaméri­ ca, entre las latitudes 30 y 50' tenemos los grandes desiertos continentales de latitudes medias que se extienden hacia las praderas semiáridas denominadas estepas. La precipitación anual oscila desde cantida­ des inferiores a 10 cm en las regiones más secas, hasta 50 cm en las estepas más húmedas. La sequedad resul­ ta de la lejanía de las fuentes de humedad oceánicas. Localizada en una región de vientos predominantes del oeste, estas áridas tierras ocupan el lado de sota­ vento de las montañas costeras o de alta montaña. Por ejemplo, las cordilleras costeras de Oregón, Washing­ ton, Columbia Británica y Alaska protegen el interior de Norteamérica de la húmeda masa de aire marítima polar ( Pm) originada en el Pacífico . Cuando descien­ de por los valles entre montañas y los llanos del inte­ rior, esta masa de aire se calienta y reseca. De forma similar, las montañas europeas y de la Península Escandinava obstruyen el flujo de la masa de aire polar marítima ( Pm ) húmeda que circula des­ de el Atlántico Norte hacia el oeste de Asia. Las gran­ des cordilleras meridionales de Asia, asimismo, impi­ den la entrada de humedad de las masas de aire Tm y Em procedentes del océano Índico. El hemisferio sur cuenta también con dos zonas de pequeña extensión situadas en latitudes medias que contienen un enorme desierto continental, cuya larga faja de dirección norte-sur no es más que la contrapar­ tida, en términos generales, de los desiertos norteame­ ricanos y de las estepas de Oregón, al norte de Neva­ da. Estas franjas se ubican en la vertiente de sotavento de la cordillera andina. 5. Los lados suroccidentales de los continentes de Nor­ teamérica y Asia, a una latitud comprendida entre los 2 5 y 45' N, se emplazan las húmedas regiones subtro­ picales con una pluviosidad anual de 1 00 a 150 cm. Á reas más pequeñas pero del mismo tipo se encuen­ tran en el hemisferio austral en Uruguay, Argentina y el sudeste de Australia. Estas regiones se sitúan en las húmedas bandas occidentales de los centros de altas presiones subtropicales en una posición tal que la masa de aire húmedo Tm procedente de los océanos tropicales es transportada hacia el norte sobre las tie­ rras adyacentes. En general, estas zonas reciben lluvias muy intensas, debido a la presencia de los ciclones tropicales. 6. Otra remarcable localización lluviosa la constituyen las costas occidentales de latitudes medias de todos los continentes e islas grandes que están comprendi­ das entre los 35' y los 65', en la región de los vientos predominantes del oeste. Éstas fueron citadas en el capítulo 7 como buenos ejemplos de costas sobre las que existe una abundante precipitación de origen oro-

152

gráfico como resultado de un ascenso forzado de las masas de aire Pm. Donde las costas son accidentadas o montañosas, como en Alaska y en la Columbia Británi­ ca, sur de Chile, Escocia, Noruega e isla Sur de Nueva Zelanda, la precipitación anual se sitúa por encima de los 200 cm. Estas escabrosas costas albergan grandes valles glaciares que cavan profundas bahías (fiordos) . 7. La séptima región que se puede establecer en base a la variable precipitación está formada por los desiertos áridos y polares situados al norte del paralelo 60' y cuya precipitación es muy inferior a los 30 cm, a excepción de las franjas costeras occidentales. Las frías masas de aire polar continental (Pe) y ártica continen­ tal (Ac) no pueden aportar demasiada humedad y, en consecuencia, no se producirán grandes precipitacio­ nes; paralelamente los valores de evaporación son bajos. Tal como se podría deducir, entre estas regiones plu­ viométricas se pueden albergar algunas más específicas, más aún, esta lista no reconoce el hecho de que los modelos estacionales de precipitación difieran de región a región.

Modelos estacionales de precipitación Aunque la precipitación total anual es una variable nor­ malmente utilizada a la hora de establecer las característi­ cas de los diversos tipos climáticos, se puede convertir en una mala guía estadística debido a que pueden haber fuertes contrastes estacionales. Ello crea unas grandes diferencias en cuanto a la distribución de plantas natura­ les y cultivos agrícolas, si se dan unas alternancias de estaciones secas y lluviosas, o por el contrario existe una uniformidad pluviométrica anual. También crea diferen­ cias si la estación lluviosa coincide con la estación con temperaturas más elevadas o con la que tenga las más bajas, pues las plantas necesitan tanto agua como calor. Los aspectos estacionales de la precipitación han de estar ampliamente cubiertos por tres grandes modelos: 1 ) Distribución uniforme d e la precipitación; 2 ) precipita­ ción máxima durante el período estival (o estación en la que e) sol está en lo más alto) cuando la insolación está en su punto culminante y 3) máxima precipitación duran­ te el invierno o estación más fría, cuando la insolación es menor. El primer modelo puede incluir una amplia gama de posibilidades que se comprenden desde una poca o nula precipitación en cualquier mes, hasta una abundan­ te presencia en todos los meses del año. Un estudio de las medias mensuales de precipitación para todo el año y para muchos observatorios del globo, muestra un buen número de tipos de precipitación, algunos representados en las figuras 9 . 5 y 9.6. Para cada uno de ellos el promedio mensual de precipitación se indica, en las gráficas, por la altura de la barra. El modelo predominante en las bajas latitudes es el tipo lluvioso ecuatorial del cual Singapur constituye un buen ejemplo por su posición cercana--áÍE cuador. La lluvia es abundante en cualquier mes en general, pero hay unos que destacan más que otros. El tipo desértico tropical puede tener tan poca precipitación en cualquier mes que puede pasar que no quede reflejado en la gráfi­ ca. El tropical seco y húmedo presenta una estación lluviosa en el período que el sol alcanza su cenit (solsti­ cio de verano) y una estación muy árida durante el solsti­ cio de invierno. Esta alternancia estacional es llevada a su

Clasificación de los climas

---. 80 .- 80 Zonas

N

N Ártico

70

66Y,

70

Círculo Polar Ártico

66Y,

Subártico

60

60

50

50 Latitudes medias

40

40

30

30 -- -

23� - --Trópico de Cáncer

-

23Y,

20

20 Tropical

10 O ----Ecuatorial-------

------------- o

10 Tropical

20

23�

__

Trópico de Capricornio ______ _

�---'-,...,....,..¡f--'-1

---

-

11

30

20

-- ---- - - -

-

23 �

30

Subtropical

40

40 Latitudes medias

00

00 s

s

60 ������� 60 1 CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

D

--�

1 Ecuatorial lluvioso 2 Monzónico y de vientos alisios en el litoral 3 Tropical seco y húmedo

Climas secos:

s: semiárido

D

sh: subhúmedo

4 Tropical seco (5 Subtropical seco) (9 Seco de latitudes medias)

D

9 Seco de latitudes medias (véase a la izquierda) 10 Continental húmedo

D

sd: semidesértico d: desértico

D D

sh: subhúmedo

D

h: húmedo

D

11 Bosques boreales

-

s: semiárido

7 Mediterráneo

8 Marítimo de costa oeste

D

D

sh: subhúmedo

D

s: semiárido

h: húmedo

D

D

h: húmedo

sh: subhúmedo

13 Casquete polar H Montañas y grandes alturas

Esquema de los diferentes climas terrestres sobre un continente imaginario ideal, por Arthur

Clasificación tú! los climas

p: perhúmedo

p: perhúmedo

12 Tundra p: perhúmedo

h: húmedo

111 CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11 CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

5 Subtropical seco (véase más arriba) 6 Subtropical húmedo

D

N.

Strahler.

Lámina

C.1

CLIMAS DEL MUNDO por

Arthur N. Strahler 1978

GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES l. Ecuatorial lluvioso 2. Monzónlco y de vientos allslos en el litoral 3. Clima tropical •eco y húmedo 4. Clima tropical seco

_ ..: _

IB._ó_p1e_o_p� - __

CAPRICORNIO

GRUPO 11: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS 5. Clima seco subtroplcal 6. Clima subtroplcal húmedo 7. Clima mediterráneo 8. Cllma marítimo de costa oeste 9. Cllma seco de latitudes medias 10. Clima continental húmedo GRUPO 111: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES 11. Clima de bosques boreales 12. Clima de tundra 13. Cllma de casquetes polares

H: CLIMAS DE GRANDES ALTURAS, SIN IDENTIFICACIÓN Subtipos cllmátlcos: Semlárldo (E•tepa) o: sd: Semldesértlco (Tran•lclón entre ••lepa y desierto) d: Desértico dw: Desértico. costas occidentales sh: Subhúmedo h: Húmedo p: PerhUmedo

[ZJ D D

/

20º

80º

CLAVE PARA El MAPA DE COLORES

1 2

3

Clima monzónlco y de vientos alisios en el litoral

Clima tropical seco y húmedo

Lámina C2

4 9

6

Tropical seco Subtroplcal seco

D 4s, 5s,9s

D

4sd, 5sd, 9sd

D 4d,5d, 9d

Clasificación � los climas

1000

10

1500

Millas

\

Proyección homoloseno1dal de Goode. Mapa base de Goode, Copyright por la Universidad de Ch1cago. Utilizado ba¡o permiso del Departamento e Geografia

20º

60"

120º

D D D 7

h

p

Mediterráneo

U

D D D Continental húmedo

sh

h

Clasificación � los climas

140º

���---'..--��+-��-+���+-��-+-��-1���+-��-+� ��'

Subtroplcal húmedo

sh

Seco de latitudes medias

1000

500

\-��--1-��-+���f---��-1-��-1-���1--��-{

Climas secos: Clima ecuatorial lluvioso

500

O

8

D D D. � D

11

Bosques boreales

s

Marítimo de costa oeste

sh

12

H

Tundra

h

p

13

Casquete polar

Montañoso

p

Lámina C2

¡-�����.-=--=-120 -� 8= 0�(3(200):00� )��====:::: ::::::::�:::=::======�==:".:': ::: �=-�-�-� �- -�-�-��==�====���������;;��:t -120 3( 00)ºL-�= -�-�-=-=-�;- �- -�-dc=-= -===::::::::::h:c:.::: ::;:::���������::::::::�=:=; ::: :±;;iíl! =-=-= =-- =-=-----=-� -+--- �}�¿[email protected] ��- �����

���������������������;:�



PRECIPITACIÓN ANUAL MEDIA DEL MUNDO

--3-+- 0º

--+--�ºº

Simplicación y modificación de la lámina vol.

1,

The

Times Atlas.

Publishing Company, Ltd, London,

Centímetros O

10

30

3,

World Climatology,

Editor john Bartholomew, The Times

50

1958.

100

200

200

Más de 200

500

Más de 500

Las isoyetas están expresadas en pulgadas (aproximadamente), los centímetros están entre paréntesis.

1,000

MlllAS

2,000

Las verdaderas distancias se hallan entre los paralelos O y 40

3,000

Basado en el mapa base de Goode, Copyright de la Universidad de Chicago; utilizado bajo permiso de University Chicago Press. Preparado por J.P. Tremblay, cartógrafo, de la John Wiley and Sons lnc., Publis· hers

Lámina

C.3

Precipitación mundial

Precipitación mundial

Lámina

C.3

TRÓPICO DE CÁNCER

+-

��

BW

BWh

I O"·-¡- �-¡-----t-------¡r-----t-----t--__i.,,.�;;:;;1�4:} �

120º

140º

110º

100º

SISTEMA DE KÓPPEN-GEIGER DE CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA Según R. Geiger y W. Pohl (1953) Clave del código de letras para designar las diversas regiones climáticas: PRIMERA LETRA .1

C D Suficiente calor y precipitación para el crecimiento de árboles Climas tropicales. Temperaturas mensuales medias superiores a J8' C (64,4' F) B Climas secos. Limites determinados por fórmulas basadas en la temperatura y en la

.1

precipitación media anual (véase gráficas)

_r: Climas templados. Temperaturas medias del mes más frío: Entre 18' C (64,4' F) y -3' C (26,6' F) O Climas/ríos. Temperatura media del mes más caluroso es superior a JO' C (50' F). Temperatura media del mes más frío: -3' C (26,6' F)

E Climas polares. Temperatura media del mes más cálido por debajo del JO' C (50' F) SEGUNDA LETRA

S Clima de estepa

/

W Clima desértico

Limites determinados por las fórmulas (ver gráficas)

f Precipitación suficiente en todos los meses m Pluviisilva a pesar de existir una estación seca (por ejemplo el ciclo monzónico) s



20º

10º

:t-

TERCERA LETRA

e

¡�

60º

Estación seca en el verano del respectivo hemisferio

w Estación seca durante el invierno del respectivo hemisferio

a

1

Temperatura media del mes más caluroso superior a 22' C (7J,6' Temperatura media del mes más caluroso inferior a 22' C {71,6' tienen medias superiores a JO' C (50' F) Menos de 4 meses con medias superiores a JO' C

Seco y cálido. Temperatura media anual superior a J8' C (64,4' Seco y frío. Temperatura media anual inferior a J8' C (64,4'

H Climas propios de grandes altitudes

Lámina

C.4

F)

:z <

F)

i5

<

F), al menos 4 meses

d Igual que c, pero la media del mes más frío queda por debajo de -38' C (-36,4' F)

LÍMITES DE LOS CLIMAS SECOS

50º

o

1 000

MILLAS

40º

90 ������

90

80

80

80

70

70

70

60+---+--

60

50

50

40

40

2 000

50

:;;: 40 <:; ::::> 30

30º

3 000

(Se conservan las distancias reales eo los meridianos centrales y los paralelos O y 40) Basado en el mapa Dase de Goode, Copyright de la Universidad de Chicago; bajo permiso de la University of Chicago Press. Confeccionado por J.P. Tremblay, cartógrafo, para John Wiley and Sons, Publishers.

Clasificación climática de Kóppen





..... "

1 Oº

150º

90

60 :i ::::>

F)

(50' F)

30º

A, Co D

(climas húmedos

20 10 o

o

15

20

25

30

20 +--.,.,.�--+---+--+--1---+----!

20

10 ..,'---1---+-

Precipitación uniforme a lo largo del año 10

30

30

35

o

o

10

Precipitación concentrada en verano 15

20

25

A, Co D (climas húmedos)

Precipitación concentrada en invierno

10 30

35

o

o

10

15

20

25

30

R = PRECIPITACION MEDIA ANUAL EN PULGADAS

Clasificación climática de Kóppen

Lámina

C.4

Monzón asiático 6Q ('"°-;' -,��· -�� r·•·� Chittagon , , Í" Bangladesh N 501 . '

l cm Ecuatorial l luvioso ' 'r'" '

cm

22r

�,

'

8:

·

:

pulg.

20

274

241 cm (95 pulg)

101·

Tamanrasset, Argelia

127 cm (50 pulg)

Total: 3,8 cm (1,5 pulg)

Total:

E F M A M JJ A S O N D

Q,)

1---��

"' 0¡--

1�

, ,,,J

E F M A MJJ A S O N D

Shangai, China 3 • N

�-

5 L,

1

LJ,_�'-'- - L-- �

E F M A MJJ A S O N D

1 Total: 114 cm (45 pulg)

e:

o-

''

..

,__......._ .

,_,_.

__

... 1,



.

..

E F M A MJJ A S O N D

o

pulg.

¡-- · 1 r

46

48 cm (19 pulg)

Total:

,, , ---

·-�---·-

¡ •-

Máximo de invierto

Harbin, China • N

H11111lll1



10

! k---

Máximo de verano

�2 !

23 • N

Total:

JLLJ

pulg.

15

Kaduna, Ni•eria N

Sin!\.apur l; N

__

Desierto tropical

Tropical seco y húmedo

Total: cm (108 pulg)

r1

Mediterráneo Aeropuerto de Shannon, Irlanda 53 • N

Palermo, Sicilia 38º N Total: cm pulg)

(28

71

91

cm Total: (36 pulg)

-�

E F M A MJJ A S O N D

E F M A MJJ A S O N D

Tipos continentales

E F M A M JJ A S O N D

10

5

o

Tipos de costa oeste

Selección de ocho modelos de precipitación a fin de mostrar diferentes diseños estacionales del globo.

FIGURA 9.5.

máximo extremo en el típico monzón asiauco, con una estación monzónica muy lluviosa, que coincide con la posición más elevada del sol sobre el horizonte y un período muy seco, en el período contrario. En las altas latitudes, el máximo de precipitación esti­ val se obtiene en las franjas orientales de los continentes, lo que corresponde a un tipo subtropical húmedo. Este mismo hecho persiste en el tipo continental de latitudes medias, con un invierno largo y seco, pero un verano marcado por la pluviosidad. Un ciclo con un máximo de precipitación invernal lo podemos hallar en los lados occidentales de los conti· nemes en las latitudes medias. El tipo mediterráneo, así llamado por su predominancia en la región mediterránea, presenta una estación de verano muy árida, pero en cam­ bio un húmedo invierno. Este mismo tipo se puede ubi­ car en la altas latitudes medias en estrechas franjas coste­ ras occidentales. En el tipo de costa Oeste encontramos precipitación a lo largo de todo el año pero con un máximo y un mínimo claramente definidos en invierno y en verano respectivamente. Cada uno de estos tipos aparecerá con mayor detalle en posteriores descripciones individuales de los climas. Las razones para la existencia de ciclos de precipitación anual serán explicados también a partir del desplaza­ miento de los cinturones de presión, vientos y los cam­ bios estacionales en la dominancia de diferentes masas de aire.

JJJlll HllH

15

Clasificación climática basada en masas de aire y sistemas frontales Recordemos del capítulo 8 que las masas de aire se clasifican de acuerdo con la latitud general de sus regio­ nes de origen y las cualidades de las superficies que las soportan, si tierra o si océano. Esta clasificación de las masas de aire ha instado al reconocimiento de los facto­ res térmicos y pluviométricos, puesto .,que: 1) La tempera­ tura de la masa de aire decrece a medida que nos acerca­ mos a los polos y 2) la precipitación que una masa de aire puede aportar está relacionada con las fuentes de hume­ dad. Las regiones manantiales de masas de aire cambian estacionalmente con el desplazamiento de los cinturones de presión, de vientos y de temperaturas. Asimismo, los sistemas frontales migran también estacionalmente. De esta manera, los ciclos estacionales de temperatura y precipitación pueden ser definidos en términos de cam­ bios en la actividad de las masas de aire. El sistema climático que desarrollaremos utiliza los conceptos de regímenes térmicos y tipos pluviométricos, pero los explica considerando la actuación de las masas de aire. Este sistema explicativo utiliza toda la informa­ ción global climática desarrollada previamente en ante­ riores capítulos . Permite, además, que la información pueda emplearse para la interpretación de un clima de­ terminado y suministrar las razones para que mceda en un lugar y no en otro.

Clastftcación climática basada en masas de aire y sistemas frontal.es

153

Máximo en invierno Palermo Sicilia 38' N

Aeropuerto de Shannon, Irlanda

Harbin, China 46' N

53' N

Máximo en verano

Singapur

liº

N

Localización de cada uno de los observatorios de la figura anterior (9.5). (Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.6.



Grupo

1

Grupo

11

Grupo

111

FIGURA 9.7.

los frentes.

154

Relación entre los tres grandes grupos climáticos y las regiones manantiales y

Clasiftcaci6n de los climas

masas d e aire tropical y ecuatorial. Los ciclones tropicales también son corrientes en él.

Nuestro modelo está basado en la localización de las distintas regiones manantiales de las diferentes masas de aire, así como la naturaleza y movimientos de ésta, los frentes y las borrascas. Un esquema a nivel planetario (figura 9.7) muestra los principios de clasificación. Ob­ servad que esta figura es básicamente la misma que la mostrada en la figura 8. l .

Grupo /:

Grupo //:

Climas de latitudes medias

Los climas correspondientes a este grupo se encuentran en un área de intensa interacción entre masas de aire contrastadas: es la zona del Frente Polar. Las masas de aire tropicales en su rumbo hacia el norte y las masas de aire polares que se dirigen hacia el sur entran en conflic· to en esta área que desembocará en la continua sucesión de depresiones ondulatorias con un desplazamiento ha­ cia el este. Localmente y estacionalmente ambas pueden dominar estas regiones, pero ninguna de ellas se adjudica un control exclusivo.

Climas de bajas latitudes

El grupo I incluye las regiones manantiales de las masas de aire tropicales y la zona de convergencia intertropical (ZCIT) que se sitúa entre ellas. Los climas de este grupo están bajo el control que ejercen las células de altas presiones subtro picales, o anticiclones, y que ca­ racterizan a esta región por ser una zona de subsidencia de aire, y ser básicamente seca, además de que están divididas por la región depresionaria ecuatorial de con­ vergencia de vientos que proceden de los centros antici­ clónicos. Aunque el aire de origen polar invade ocasio· nalmente las zonas tropicales y ecuatoriales, los climas de este grupo están casi totalmente dominados por las

Grupo 111:

Climas

de

altas latitudes

Los climas de este grupo están dominados por las masas de aire polar y árticas (incluyendo en ésta la antártica) . Las dos regiones manantiales de la masa de aire polar continental, que se forma al norte del Canadá y de Sibe­ ria, se incluyen en este grupo, pero no hay en el hemisfe-

-- ---

- - ,-____.,. - 40 17 ' C (62,5 'F)

-

2,3 cm (0,9 pulg)

�!ri,

Is. Marshall 6 ' N., 170 ' E.



2. A

Filipin s . 18 2 2 N., 121 E.

Grupo 1

pulg.

,. 2Q �·

' 30

,____.._,,. -- -- _,., . .... ,..,.,.._,_ E F M A M J J A S D ND

15

10

10

o

4dw. Walvis Bay, Namibia 23 . s. 14 . E.

4d. Khartoum, Sudán 15 ' N., 32 ' E.

3. Raipur, India 2 1 ' N., 82 ' E.

• SO

' 20

,_.,

l . Jaluit,

Precip.

.

pulg.

.., 20 � 15

1

f

6. Nueva Orleans, La . U.S.A., 30 ' N, 90 ' W.

.

Grupo 11

":�;;:

(l

1hb

g)

11'

... .. E FMAMJ J ASDND

7. Sacramento, Calif., EE.UU., 38 ' N., 12 ' W.

¡-r

: �-�E¡:\ -i:· e�:·:�----,-� -� ·

-5 0



l

0 1F M1 lA bJh 1 . .J M J J A S DND

�1o:�r- --- ;

-' ��

-10 ---20 -30 1 -40 ' -50 ¡-

'

L -60 [· (7 ,4 pulg) 70 t�--- - �-•.tJ h - 1 00 L. -

1 �

l9 cm

! _J E FMAMJ J ASOND ••

l l . Yakutsk, U.R.S.S., 61 ' N., 130 ' E.

1"

_

..

.

1

L. • • • . • 1 • • • • •J E F MA M J J A S O N D

12. Barrow Point, Alaska, EE.UU., 7 1 ' N .. 175 ' W.

1

40

\__/. '20

t . -48 ' C

'

lOcm (4 pulg)

____ _ _ _ _

30

(-55 ' F)

-

'E r°M.A M J J A S D N D

10

E

E

....� . .

10

JUJ lllJJJJ L F M A M J J A S D ND 8 1 cm (32 pulg)

38cm ( 1 5 pulg)

9s. (Estepa) Cheyenne. EE.UU., 41 ' N., 105 " W.

9. (Desierto), Kashgar, China, 39 • N., 76 • E.

8. Vancouver, B.C., Canadá , 49 ' N., 123 ' W.

100 ' �6 �

O

20

10. Toronto, Canadá, 44 ' N, 49 ' W.

pulg.

20

15 10

10

13. Est. Escocesa Amundsen. Polo Sur, 90• N

Is

Grupo 111

FIGURA 9.8.

Selección de climogramas que ilustran los tipos climáticos en el grupo al cual

pertenecen.

Clasificación climática basada en masas de aire y sistemas frontales

155

rio sur una masa de aire semejante como contrapartida a estos centros continentales. En el cinturón ártico, entre los paralelos 60 y 70, las masas de origen ártico se en­ cuentran con las masas de aire polar continental forman­ do, entonces, la zona del frente Ártico que conllevará la creación de borrascas ondulatorias con dirección este.

Tipos climáticos Dentro de cada grupo climático anterior hay diferentes tipos climáticos (o simplemente climas): 4 en el Grupo I; 6 en el Grupo 1 1 , y 3 en el Grupo 1 1 1 , lo que suma un total de 13 tipos de climas.· Para facilitar la identificación cada uno de ellos está numerado, pero estos números no tienen el mismo significado que en un código. El orden de los climas en cada grupo es en muchos casos arbitra­ rio, especialmente en el Grupo 1 1 1 . Tan sólo es necesario conocer el nombre de los climas pues ellos solos indican la cualidad del clima y su localización en el globo. En la presentación de los 13 tipos climáticos haremos uso de un artificio gráfico que será el climograma, y que muestra simultáneamente los ciclos mensuales medios de temperatura y precipitación por combinación de una y otra gráficas, tal como las hemos utilizado en las figuras 9.2 y 9 . 5 . El climograma permite integrar, con tan sólo un vistazo, los trazos básicos importantes del clima. Otra gráfica utilizada es el diagrama generalizado de los grupos climáticos, tipos de clima y subtipos de clima mostrados en la Lámina C . l . Los límites están dibujados con trazo uniforme y simple sobre un imaginario super­ continente, tal como hicimos para la precipitación (figu­ ra 9.4 ) . Se reflejan también las montafias costeras pues tienen una gran importancia. local en la producción de lluvias orográficas y desiertos orográficos. El esquema refleja la posición típica para cada clima y los límites más corrientes entre ellos. Los límites entre los diferentes grupos están también indicados. El mapamundi de climas de la Lámina C . 2 muestra la distribución actual de los tipos y subtipos climáticos sobre los continentes. Este mapa está basado en informa­ ción disponible en un gran número de observatorios. Sin embargo, es un mapa necesariamente simplificado pues los límites son inciertos en muchas áreas donde la red de estaciones es escasa. Las definiciones precisas de los climas y sus fronteras los hallaremos en el próximo capí­ tulo. El resto del presente capítulo lo destinaremos al análisis de los trece climas en términos puramente des­ criptivos, empleando datos de forma muy amplia sobre temperaturas y precipitación, con el único propósito de servir de ejemplo.

Climas secos y húmedos Los trece climas, a excepción de dos, están clasificados tanto por sus características de sequedad o las de hume­ dad. Los climas secos son aquellos en los cuales las pérdidas de agua por evaporación, tanto a partir del sue­ lo, como de la cobertura vegetal, exceden al aporte de precipitación en un amplio margen. Generalmente ha­ blando, los climas secos no tienen cursos de agua perma­ nentes y la superficie terrestre está vestida por una cober­ tura vegetal pobre (herbácea o arbustiva) o bien carece de ella. Los climas húmedos son aquellos que poseen suficiente agua para mantener el suelo con condiciones de humedad durante el año, o bien sostener el flujo anual de grandes arroyos y ríos. Los climas de este tipo mantienen bosques o praderas de hierbas altas. Una dis­ tinción clara entre climas secos y húmedos viene matiza­ da por el sistema climático de Kóppen (del que hare­ mos mención posteriormente en este capítulo) y el nuevo sistema climático basado en el balance hídrico del suelo (capítulo 1 0 ) . Dentro d e los climas secos existe una amplia gama de grados de aridez comprendiendo desde los desiertos muy secos hasta, a través de diferentes niveles de sequedad, llegar a climas que rayan la frontera con los húmedos. Nos referiremos a tres subtipos de climas secos: semiári­ do (o de estepa), semidesértico y desértico. El subtipo semiárido (o subtipo de estepa) está designado por la letra "s ", posee una precipitación suficiente para mante­ ner dispersa una vegetación de una variedad denominada por los geógrafos como estepas o estepa de pastos. Este tipo está próximo a los climas de tipo húmedo. El subtipo desértico (d) es extremadamente seco con tan poca pre­ cipitación donde solamente puede crecer vegetación re­ sistente a estas condiciones y de forma dispersa. El subti­ po semidesértico (sd) transita entre los dos anteriores. (Las definiciones precisas a estos subtipos y de sus lími­ tes están enunciados en el capítulo 1 0 . ) Dentro d e los climas húmedos tenemos una amplia variedad en cuanto al grado de humedad. Por un lado tenemos el subtipo subhúmedo, designado por las letras sh, en el que las pérdidas por evaporación del suelo y de la cobertura vegetal se equilibran aproximadamente a lo largo del afio. Donde la precipitación es suficiente para producir cursos fluviales durante la mayor parte del afio, y para mantener bosques, predomina el subtipo húmedo, especificado por la letra h. Donde la pluviosidad es inten­ sa con una gran red de drenaje nos hallaremos en el subtipo muy húmedo o perhúmedo (p). (Los límites pre­ cisos y definiciones claras de estos subtipos se hallan en el capítulo 1 0 . )

DESCRIPCIÓN DE LOS CLIMAS GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

1. Clima ecuatorial lluvioso Extensión latitudinal: 10' N a 10' S Clima situado en la zona de convergencia intertropical (ZCIT) dominado por las masas de aire, una cálida y húmeda

156

ecuatorial marítima ( E m ) , y la marítima tropical (Tm) produ­ ciendo fuertes lluvias de tipo conveccional. La lluvia es copio­ sa en todos los meses, siendo el total anual superior a 250 cm. Los fuertes contrastes estacionales en cuanto lluvia mensual caída son corrientes y pueden obedecer a cambios latitudina­ les del ZCIT y a los efectos locales de la orografía. A lo largo del año predomina una notable u niformidad térmica, siendo tanto la media mensual como la anual lindantes a los 27' C.

Clasificación de los climas

J 1¡

ºC

35 1

---·-

· ·- -·· - Cálido

30l 2�

20

15 10

Cm 30

l 1

-

---

-· · - - -

--·· -

¡1

--

·--

y lluvioso todo el año1• 1 _ J_

·-·-·--

-

-



- ºF





;_.) -- 80 1 1 -·-- ----· i -- m füa "A pli 2 .2 · e (4 • Fr + 70 I - .J _J J 60 1 1 1 1 · ·-··-L r-·---.L-·-···---·----- L. ·-· ··-J 50 1 N 1 $0 0 - - _. 1 ,_ - ' 1 -o s 1 o' ...- -0 so 1 . --E 1 E q. ----o s q. 1 1 ! Depresión ecuatorial J 1

1

.

+

-

1

·- · ·

-r __

123�º - 23i;•o• Q Q Q Q Q Q Q··-+·i ....______

-

·---·

___ _

____ ....

...

..

__ ·-·- _ . ... ....

--

·

-··--·

:

Total anual 262 cm

(103

----- �--!-----···--···

1

· -

·

....... _

·-·- ·-····----1----·---···· I·····-·

25 ..

___

-

..... .

+-·

pulg)

Pulg

·-

-· -

12

10

FIGURA 9.9.

Iquito ( Perú). es una estación situada en la selva, próxima al Ecuador. Las temperaturas varían muy poco de un mes a otro, y la precipitación es abundante a lo largo del año.

Zonas representativas: Las tierras bajas de la cuenca del Amazonas, en Sudamérica; la cuenca del Congo, en el África Ecuatorial, y las Indias Orientales, desde Sumatra a Nueva Guinea. Ejemplo: La figura 9.9 corresponde a u n climograma de Iquito (Perú) una típica estación ecuatorial lluviosa, localiza­ da en la proximidad del Ecuador, en la gran y baja cuenca del

·e

-

35

20 15

Cm

fo·23�º - 23�º

1 1 1 N 1 Sol _6�--- Eq s 1 1

25

1

Sol . I 1 1 1 1

1

1

2

1

F

M

A

M

1 1

.,._ , o, Eq

1

FIGURA 9.10.

-

1

A

1

1lt 11 1 Sol' ,

80

70 60

- - - o·

1 . Ahs1os del noroeste

1

1

1 1

� 1

Pulg

12

10

8

o

D

el litoral

5 a 25º N y S .

Zonas representativas: Los vientos alisios en el litoral inci­ den en los márgenes orientales de América Central y Sudamé­ rica, las islas del Caribe, Madagascar, Indochina, Filipinas y el noreste de Australia. El monzón de las costas occidentales lo podemos hallar en la India Occidental (Costa Malabar) y Bur­ ma. Las grandes extensiones del clima monzónico hacia el

�� �=i�

--r--·----------

35

··· ···

30

t

25

L.

··

23 �º

40

E �0 s

30 20

n seca

Monzón

1 11 1

Amplitud

:i 50

··· ·····

3 , 3 º C (6 º F)

1





N

.....

i 11 l

� 1

Masa de , aire Te -

�� \( };

1

íl ��º

1

1

:

··· ·· ·J j

1 1

1

�..,.,.,_...,"--.Ji.�,

/

c.,;-.Te

i

�1



E

F

L ��� M A M

l

1

1 1. 1 1

1

:1

·

¡· 1

J

FIGURA 9. 1 1.

¡

·1 f 1

1 1

1

o ��-

!

Sol. '

. Total anua cm ( 1 1 5 pulg), 1

292

! ·-28

}

---o

1



s

80

1 , 70

�º�--6--__ ! s7 1 . o-- o.... -

•••

s

en

Los vientos alisios (vientos del este tropicales) traen la masa de aire tropical marítima (Tm) procedente de los bordes occidentales de las células de altas presiones oceánicas, oca­ sionando fuertes l luvias orográficas en las estrechas fajas cos­ teras orientales o del litoral ( litoral significa "estrecha franja costera") . La actividad lluviosa se intensifica con la llegada de las ondulaciones del este. La precipitación experimenta un marcado ciclo anual, con un máximo en la estación en la que el sol está en el punto más elevado, o lo que es, cuando el ZCIT está próximo. Un notable descenso en cuanto preci­ pitación sucede en el corto período que coincide con una posi­ ción solar baja. En el sudeste de Asia el período pluvioso está representado por el monzón de verano. Las temperaturas son muy cálidas a lo largo del año pero con un notable ciclo anual: las mínimas se obtienen cuando el ángulo de incidencia de los rayos solares es menor.

10

Este climograma correspondiente a la ciudad de Belice, ciudad situada en la costa oeste de Centroamérica, lat. 17° N, muestra una estación con una notable baja precipitación y que sigue al período que el sol está en su posición más baja.

Cltmas secos y húmedos

Extensión latitudinal:

90

1

.

2. Cltma monzónico y de vientos alisios

100

� � � �i 1

Total anual ¡ 01 cm

E

l

1

- - - 0 - - - -!

: J;�� . 1 o

,

"F

r

� plitud 5 º C l 1 (9 º F) 1 1 1 11 1

A

Alta subtropical 1

30

20

� 11

-··

C lido y lluv so

30 25

-, -

curso superior del río Amazonas. Obsérvese que l a oscilación térmica anual es de tan sólo 2,2º C y que el total anual de precipitación es superior a 250 cm en todos los meses, a excepción de uno cuya media es de 150 cm.

o

N

D

Pulg

24 20 16 12 8 4 o

Cochin (India) situado en la costa de barlovento con lat. 10º N, se refleja un máximo pluviométrico durante el monzón de las lluvias, y que contrasta con la corta estación seca en el período que el sol ocupa su posición más baja.

157

interior de los continentes las podemos encontrar en Bangla­ desh y Assam, en el África Central y Occidental, y al sur del Brasil. Ejemplo: La figura 9.10 es un climograma para la ciudad de Belice, en el país del mismo nombre sito en la América Central a una latitud de 1 7° N , expuesta a los vientos del este tropica­ les. La lluvia es abundante desde junio a noviembre, cuando el ZCIT se encuentra en estas latitudes. Las ondulaciones del este son propias de esta estación, aportando lluvias torre.ncia­ les. Durante el solsticio de invierno (finales de diciembre) la precipitación se reduce enormemente con valores mínimos de marzo a abril. En este período la ZCIT se halla en una posi­ ción más meridional y el clima está dominado por las células de altas presiones subtropicales. Las temperaturas muestran una oscilación anual de 5º C , con un máximo en el momento que el sol ocupa su posición más elevada. Ejemplo: La figura 9 . 1 1 es un climograma de Cochin ( I ndia) a una latitud de 10º N. Localizada en la costa oeste, en la parte inferior de la península de la India, Cochin ocupa una posi­ ción orientada favorablemente a los vientos del sudoeste en la estación del monzón de las lluvias. En ésta, la precipitación mensual es muy elevada -más de 64 cm mensuales para junio y julio- . P aralelamente a la estación con una posición solar baja tenemos una disminución muy marcada de la precipita­ ción -de diciembre a marzo-. Las temperaturas del aire expe­ rimentan un ciclo anual muy suave, disminuyendo un poco durante la época de las lluvias, pero así y todo la oscilación a lo largo del ano suele ser pequena en estas latitudes.

3- Climas tropicales secos y húmedos Extensión latitudinal: 5º a 20º N y S (Asia 1 0 a 30º N ) . La alternancia estacional que aquí se experimenta se debe a la variación en cuanto al dominio de una masa de aire húmedo tropical marítimo (Tm) o ecuatorial marítimo (Em) a lo largo del ZCIT y una masa de aire seca tropical continental (Te) procedentes de las altas presiones subtropicales. Como resul-

º

º

C

F

100 90 80 70 60 5

Cm 30 2

5 20

0

Pulg

r

12 10 8 6 4 2

o A s Allahabad (India), lat. 25º N, se halla en las ricas tierras agrícolas de la parte inferior del río Ganges. En esta localidad las lluvias monzónicas son abundantes pero existe una larga estación seca. Obsérvese que en mayo y en junio se alcanzan temperaturas muy elevadas, tiempo ames que se inicien las lluvias.

tado de todo ello obtenemos una estación lluviosa, cuando el sol está alto y una muy seca, cuando el sol está bajo. A esta última le acampanan temperaturas frías, no obstante, un perío­ do muy cálido da paso a la estación lluviosa. Zonas representativas: India, Indochina, oeste de África, Sudáfrica, Sudamérica, regiones del norte y el sur de las tierras bajas del Amazonas y la costa norte de Australia. Ejemplo: La figura 9 . 1 2 es un climograma para Timbo (Gui­ nea) sita en una latitud 10º 30' N , en el oeste de África. La estación lluviosa se inicia poco después del equinoccio de primavera alcanzando un máximo en julio y agosto, es decir, los dos meses siguientes al solsticio de verano. E n estas fechas el ZCIT se ha desplazado a una posición más septentrional por lo que infunde grandes entradas de masas de aire húmedas Em procedentes del océano adyacente, algo más al sur. Luego la precipitación disminuye a medida que el sol se aproxima a su mínimo. Hay tres meses -diciembre a febrero- práctica­ mente sin lluvias. En esta estación las células de altas presio­ nes subtropicales establecen las directrices del clima con la estable y subsidente masa de aire Te sobre la región. E l ciclo de temperaturas está estrechamente unido a la precipitación . Entre febrero y marzo las temperaturas se elevan acusadamen­ te trayendo una corta estación cálida. Tan pronto se inician las lluvias, el efecto causado por la cobertura nubosa y la evapora­ ción de la lluvia origina un descenso térmico. Por el mes julio l a temperatura se reduce hasta los 22º C.

FIGURA 9.12. Timbo (Guinea) , lat. 10º 30' N se ubica en el clima tropical seco y húmedo de África Occidental. La estación húmeda, que sucede cuando el sol está en su cenit, alterna con una estación seca, casi sin precipitación en el momento que el sol está bajo.

158

Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 1 3 corresponde a Allahabad ( I ndia) la cual ilustrará el clima tropical seco y húmedo con una fuerte influencia del monzón asiático. Ob­ sérvese que esta ciudad se ubica en una mayor latitud (25º N ) , mientras que e l anterior s e encontraba más cercano a l Ecuador ( 1 0º 30' N) o lo que es l o mismo, 1 .450 kilómetros más al norte. E l inicio de la época lluviosa en esta localidad es anterior al de Timbo y la oscilación térmica en Allahabad es de

Clasificación de los climas

18' C, mucho mayor que en el caso anterior. La estación cálida alcanza valores extremos -más de 32' C- y existe una estación manifiestamente fría en el período en que el sol está en su posición más baja, período en el que las temperaturas medias mensuales disminuyen hasta los -18' C.

;-

-.,,.. · e ¡25

20

-

-·- ·

10 1- ¡

Extensión latitudinal:

· ¡

cm 10 l

4. Climas tropicales secos

15' a 25' N y S .

5

Los climas tropicales secos ocupan las regiones manantiales de las masas de aire Te, es decir, en las células de altas presiones centradas sobre los trópicos de Cáncer y de Capri­ cornio. Esta masa de aire subsidente es estable y seca, deve­ niendo altamente caldeada en superficie bajo el efecto de una fuerte insolación. El ciclo de temperaturas, muy remarcado, sigue el cambio en l a declinación solar. E l período en que el sol está en su cenit significa u n calor extremo, mientras que cuando el sol está en lo bajo comporta u n período relativa­ mente más frío . Las regiones extremadamente secas, definidas como un subtipo desértico (4d) son zonas colindantes a los trópicos, que a medida que nos desplazamos hacia el Ecuador se tornan gradualmente, y a través de una estrecha faja, de subtipo semidesértico (4sd) y luego a uno semiárido o subti­ po de estepa ( 4s) . En esta zona de transición hallamos una corta estación lluviosa matizándose a través de u n aumento del período húmedo de los climas tropicales secos y húme­ dos. Una estrecha faja costera occidental (4dw) tiene u n régi­ men térmico algo más fresco y uniforme debido a la presencia de una capa de aire marina más fresca. Zonas más representativas: Sáhara-Arabia-Irán-Thar, el cin­ turón desértico del norte de África y sur de Asia; y gran parte de Australia; pequeñas áreas de América Central, Sudaméri­ ca y Sudáfrica. Existen también importantes áreas con subtipo de estepa (4s) que se ubican en la India y Thailandia con muchas y pequeñas áreas secas dispersas situadas en el sota­ vento de las montañas, en el cinturón de vientos alisios. Ejemplo: La figura 9 . 1 4 es u n climograma para una estación tropical desértica (4d) situada en el corazón del desierto norteafricano. Wadi Halfa (Sudán) se sitúa en una latitud de 22' N, casi en el Trópico de Cáncer. El registro de temperatu ­ ras anuales muestra una marcada estacionalidad, con un perío­ do muy cálido en el momento que el sol se halla en su más

:

35 30 25

1

1 1 1

1

20 15

Cm 10

1 23� ' -= N¡ -O - - -z3;. s i Eq

E

1

I

1

Amplitud 16 e· (29 F')

¡ Sol

1

:

1

100 ºF 90

1

70

1 t 50 1

1

- - - 0Eq

Total anual 0,25 cm (0,1 pulg)

1

1

1

1 1

- - - - - - -Ó-Sol

1

Todos los meses inferior a ·0,25 cm

E

F

M

A

M

FIGURA 9.14.

J

A

S

O

N

D

Pulg.

4 2

o

Wadi Halfa es una ciudad situada en el río Nilo a su paso por Sudán a una lat. 22' N y cerca de la frontera con Egipto. La cantidad de precipitación recogida es inapreciable para registrarla en la gráfica. Las temperaturas del aire son muy elevadas, durante los meses que el sol está en su cenit.

Climas secos y húmedos

.

J

2



(10 º F)

1

1

1

•-. -• r- 60 1 1

1

So l. 1 •

E q. 1

1

1

1

Total anual 2,3 cm, (0,9 pulg)

A

S

O

N

D

E

1

¡ .1

F

M

50

1

,

i So l .

70

1

¡

1

A

M

Pulg

4 2

o

J

FIGURA 9.15.

Kayes (Malí), lat. 14' 30' N yace al oeste de África en el Sahel. Posee una corta estación lluviosa en los años normales. La estación seca es larga con una sucesión de meses sin apenas lluvias.

e levada posición, y que dura unos tres meses consecutivos con un promedio de 32' C. Durante la mañana, el máximo de temperaturas son frecuentemente de 43' a 48' c durante los meses más cálidos. Existe una estación relativamente más fría, cuando el sol ocupa una posición baja, pero el mes más frío tiene un valor medio moderado de 16' C y las temperaturas por debajo del punto de congelación son raramente recogidas. El promedio de precipitación mensual suele ser menor de 0,25 cm. Sobre una serie de 39 años de registros, la máxima precipitación recogida durante 24 h fue tan sólo de 0,75 cm. Ejemplo: La figura 9 . 1 5 corresponde a un climograma de Kayes �Malí) localizado en una latitud de 1 4' 30' en el África Occidental. Este observatorio se halla en un subtipo tropical semiárido o de estepa (4s) y está en la zona de transición entre el desierto del Sáhara, al norte, y el clima tropical seco y húmedo, inmediatamente al sur (ver el climograma de Timbo, figura 9 . 1 2 ) . La corta estación húmeda aporta un total anual de lluvias de 75 cm para u n período de cuatro meses de duración. ·e

'

ºF

40 ,---- --··-·----

¡

:1

y seco

,

30 ¡ 25

1

15 ' 1

¡

¡

t 23�' o•

:1 1

1

1

1

N

:

O

Amplitud

10,7 ·e (19 , 2ºF) 1 1 1

_....

'- 23i[oS' Eq.

¡

100

1

3 5 t Muy calur�so

80

60

-0- - - -

1

5

o

---

-r

. 1

1 .. . ... o. 1 s 23Y, ·s , ºO E 23Y.º N 1i q.

E

80

0 �:3i�J1<º·r1<�-����-L�º 3- � -��Lº: �:
20 · ·e

1

ºF

-r J.

1 - - el . · !A= m p 1·t c - · r. -· 1 ud 5 , 6 r-1

. - • - •1¡- •

15 •• .

·

1 1

l

·-

�0�-- 0

Sol.

- - --;._

:

1

1 1

Total anual

1

-..

¡

70

1 ,

60

1

1 1 1

:

1 1

1 O

1 Eq ------o

1

1

Sol.

cd [email protected]'':(@ �Q; ' l;$ "�i; �· ! ¡ J 1 ! !' :: 1 11 1 i ' : 1

8

20

oLE

,,;il��,. J F M A _

----

M

1

- _L .

A

S

O

N

1 1

6

....!..,

o

O

FIGURA 9. 16.

Walvis Bay (Namibia) es una estación desértica en la costa oeste del sudoeste de África, en una lat. 23' S. Las temperaturas del aire son frescas y marcadamente uniformes durante el año.

1 59

La larga estación seca carece, apenas, de precipitación durante cuatro meses consecutivos. Durante la estación cálida se obtie­ nen unas temperaturas extremadamente elevadas que la carac­ terizan y preceden al período lluvioso. Ejemplo: La figura 9 . 1 6 ilustra un típico clima desértico en el litoral occidental (4dw) . La estación corresponde a Walbis Bay, una ciudad portuaria situada en la costa oeste en el sudoeste de África (Namibia) en una latitud de 23º S. (Anual­ mente el ciclo comienza en julio debido a que se halla en el hemisferio Sur.) Para una localidad cercana al Trópico de Capricornio (23º 30' S) las temperaturas mensuales son nota­ blemente frescas; la temperatura media del mes más cálido es tan sólo de 1 9 e , mientras que el más fresco la tiene de 14º c, habiendo, pues, una variación anual de 5º C . La fría corriente de Benguela con la emergencia de agua fría y profunda, enfría las capas inferiores del aire, lo cual explica las características de refrescamiento y uniformidad en cuanto a las temperaturas. Las nieblas costeras constituyen un hecho persistente en este clima litoral. o

en el caso del clima tropical seco los subtipos que aquí hallamos son el subtipo de estepa (5s) , semidesértico (5sd) y desértico (5d) . Zonas más representativas: Norte de África, Próximo Orien­ te Oordania, Siria, Irak ) , sudoeste de los E E . U U . y el norte de México, partes meridionales de Australia, Argentina (Pampa y Patagonia) y Sudáfrica. Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 1 7 corresponde a Yuma (Arizona) ciudad cercana a la frontera mexicana, en una latitud de 33º N. Las temperaturas anuales revelan un notable ciclo estacional, con veranos cálidos. La estación fría, a nivel de medias mensuales, presenta valores tan bajos como 13º C y la oscilación térmica anual es de 20º C. La precipitación, siendo el total de 8 cm, es pequeña en todos los meses, pero tiene dos máximos: El máximo de agosto, causado por invasio­ nes de aire Tm que conl leva actividad tormentosa; y las fuertes lluvias de diciembre a marzo producidas por las borrascas de latitudes medias siguiendo una trayectoria meridional. Dos meses, mayo y junio, presentan una cantidad nula de precipi­ tación.

GRUPO U: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

6. Clima subtropical húmedo

5. Clima subtropical seco

Extensión latitudinal: 20 a 35º N y S.

Extensión latitudinal 2 5 a 35º N y S . Ocasionado por e l mismo tipo d e masas d e aire, el clima subtropical seco no es más que la extensión hacia e l norte del clima seco tropical. La amplitud térmica anual es mayor que en el tropical seco. Para la porción baja de este tipo de clima tenemos una marcada estación fresca en cuanto a temperatu­ ras, mientras que en la porción alta tenemos un período frío notable. Ello sucede en el momento que el sol ocupa su posición más baja durante el año y se debe, en parte, a las invasiones de masas de aire polar continental (Pe) proceden­ tes de elevadas latitudes, cosa que demuestra que este clima está influenciado por las masas de aire polar. La precipitación se concentra en el mismo período y se produce por la entrada de borrascas de latitudes medias en la zona subtropical. Como

40 35 30 25 20 15 10

------¡i . 100 ºF

·e

90 ¡ 80 70 : ¡ 60 1 l 50 1'

Muy ca1u roso y seco 1

123¡,¡0 N - 23� Oº

11 1 Amplitud 1 1 20 º C 1 (36 º F) 1 I .. ¡ j

1 1

..- 0 s Eq

so� - - 0 --Sol ..- - -1-- . 1 1

1 1 1

0-

Eq

1 1 1 1

1 1 1,



o

E

· -- �---

F

M

FIGURA 9.17.

1 1

1

1

A

1

__j M J

Total anual

-

1

Alta subtropícal

1i ¡

1

cm

pulg)

_ ____

J

1 ¡i l

A

- ---J._ S

O

N

D

6

4

o

Yuma (Arizona), lat. 33º N es un ejemplo norteamericano del clima desértico subtropical.

160

-

ºC

35 30 1 25

--



15 10 5'

húmepo,

c:,o\

1 ...... -

enta

Eq . '

1 1 1

1 1 1 1 1

r.mp 1 ud

:

-- 0 - -s 1 -J.1 1

ó

ºF

,-

"'J,....� ... � --

123l,;º N_..o - "(@ 23Í,ºS � '[email protected] :, _

--- 1 ---

1- ----------, 1 Verano: I 1· cálido y · 1 1 1 1

oo

Sol 1 - - ----o

@;?) @2>1 ¡' Pulg C15m @;?:) [email protected]) <@) l 1 1 1 1 1 1 1 10 1 1 (3 1j 8 1 1 1 1 1 5 2 1 1 1

Los márgenes continentales y orientales de las regiones subtropicales están dominados por las masas de aire Tm, el cual procede de las bandas occidentales de las células de altas presiones situadas sobre los océanos. Estas masas de aire aportan copiosas l luvias veraniegas, la mayoría de ellas de tipo conveccional. Las ocasionales borrascas tropicales aportan fuertes aguaceros. La precipitación durante el invierno es tam­ bién abundante y son originadas por las borrascas de las latitudes medias. Las incursiones de aire Pe son frecuentes en esta época del año, acarreando períodos de tiempo muy frío. Los veranos, por otro lado, suelen ser cálidos con un grado de humedad uniformemente elevado. No hay meses de invierno con temperaturas inferiores a los Oº C. Se distinguen los tipos subhúmedo, húmedo y perhúmedo (muy lluvioso) . Este clima

:

17,4 ºC 1 (3 1 ,4 º F)

Eq. 1

º --

Alta subtrop\ cal

:

1

1

{Q) 1

Sol.

1

100 90 80 70 60 50 40

--- O¡' .

1

1

C2: ' � � r� ��! ¡ P�g

:;¡���I��;JJI l 1L�¡ � E

F

M

FIGURA 9.18.

A

M

A

S

O

N

D

Charleston (Carolina del Sur), lat. 33º N , tiene unos inviernos suaves y unos cálidos veranos. Hay una abundante precipitación en todos los meses y un definido máximo de verano.

Clasificación de los climas

FIGURA 9.20.

Monterey (California) , lat. 36º 30' N. Presenta un ciclo anual de temperatura muy uniforme debido a su proximidad al mes. El verano es muy seco. está caracterizado en el sudeste de Asia por el efecto del monzón de las lluvias, incrementando l a precipitación durante el verano. Zonas representativas: Sudeste de los Estados Unidos, sur de China, Formosa, parte meridional del Japón, Uruguay y partes contiguas de Brasil y Argentina, y la costa oriental de Australia. Ejemplo: La figura 9 . 1 8 corresponde a u n climograma de Charleston (Carolina del Sur) localizada en la costa oriental a una latitud de 33º N. En esta región tenemos, normalmente, un marcado máximo de pluviosidad durante el verano. El total de precipitación anual es elevado ( 1 20 cm) , y para cada mes es por lo menos de 5 cm. El ciclo térmico anual está fuertemente desarrollado, con una oscilación anual de 1 7° C. Los inviernos son suaves con una temperatura media para enero de 10º C po· sitivos. Ejemplo: La figura 9 . 1 9 es un diagrama climático para Naga· saki ciudad sita en la costa occidental en una latitud de 33° N sobre Kyushu, la isla más meridional del archipiélago del Japón. Pertenece al subtipo perhúmedo, con un total anual de precipitación superior a 190 cm que se presenta como período más intenso durante el verano; tanto junio como julio reciben más de 25 cm reflejando la influencia notable del monzón asiático. Por el contrario, la precipitación es baja durante los meses de invierno, cuando la masa de aire seca procedente del interior de Asia domina el tiempo. El ciclo térmico en Nagasaki refleja un mayor desarrollo que en Charleston, aun­ que durante el verano las temperaturas sean similares en am­ bas localidades. Los meses de invierno en Nagasaki son más fríos que en la ciudad americana; aun así, las temperaturas del mes más frío tienen un valor medio superior a Oº C .

7. Clima mediterráneo

Extensión latitudinal: 30 a 45º N y S . Este clima de inviernos húmedos y veranos secos resulta de una alternancia estacional similar, en cuanto a condiciones, al del clima subtropical seco ( 5 ) -el cual se encuentra en latitu·

Climas secos y húmedos

des más bajas- y al clima húmedo marino de costa Oeste -que se halla orientado al Polo-. La húmeda masa de aire Pm incurre durante el invierno junto a las tormentas ciclónicas generando lluvias. En verano las masas de aire subsidentes Tm y Te son dominantes, ocasionando una extrema sequedad de bastantes meses de duración. En términos de total anual de precipitación, el clima mediterráneo abarca un amplio aba· nico que puede oscilar desde el árido hasta el húmedo, de· pendiendo de su situación. La variación térmica es moderada, de cálidos a calurosos veranos, y suaves inviernos. Las zonas costeras entre los 30 y 35º muestran una pequeña oscilación anual, con inviernos muy apacibles. Zonas representativas: California central y meridional, zo. nas costeras a orillas del Mediterráneo, Australia Occidental y Meridional, custa chilena y la región de la Ciudad de El Cabo en Sudáfrica. Ejemplo: El climograma de la figura 9.20 corresponde a Monterey (California) ciudad costera situada en una latitud de 36º 30' N. El ciclo térmico anual es muy suave, con una amplitud de tan sólo T C , que no es más que el reflejo del control que ejerce la corriente fría de California y su fresca capa de aire marino. El frescor del verano, con medias men· suales que no exceden los 1 T C es corh ún en las estrechas franjas costeras . La temperatura mínima mensual para los me· ses de invierno es de 10,5° C , muy elevada si la comparamos con localidades del interior situadas a la misma latitud. La pluviosidad es casi nula para cuatro meses consecutivos de verano, pero es superior a 7,5 cm por mes en la lluviosa estación invernal. El total de precipitación anual es de tan sólo 42 cm y el clima en su conjunto cabe clasificarlo de semiárido. Ejemplo: La figura 9.21 es un diagrama climático de Nápoles ( I talia) localizada en una latitud de 40º 30' N en l a costa oeste de la península Itálica. En comparación con Monterey, la amplitud térmica es mayor - 1 6º C - y las temperaturas durante el verano son mucho más cálidas, a pesar de que tampoco existe ninguna corriente marina fría para amortiguar el ciclo térmico. La precipitación total anual (86 cm) es superior que para la ciudad californiana, pero hay una menor cantidad de lluvia, en promedio, para cada mes estival.

161

·e

35 30 25

20

- ·

__

--

-

--

·-

-

f � + ;��� �-�- + + -- -- /� Ampt\��- --r:: ¿_� - 1 16 º C (1 2Íl, 5 ºF) ·� I •

- ---· --·- ·

-··

Verano : 1

-

-

-

- - -------

- --· ·-- ·----·

1

-

1

__ __

-·· t

·-·� ·· · --- - · · · ·- ; ��- 2--3�-º.:Nt�-: � -r: � -�-�¡� -· -���¡. : :.O�--O---;_

15

-

.----..-----,--,---�

-

···---·

-

_

/

10 --w=-- eL� 1-

- - --

1

1

1

-·-

1

·· -

..... · ...

1

I

____

Eq . --0

1

- ?O

-

1 Sol E -i' - -6 n� s � 1 1 1 ! 1 Tormentas ciclónicas Alta subtropical 1 1 o-

o•

Sol . 1

1

ºF 0 9 80

¡

60

50

40

. 30

� I� � � �i Pulg �� :

:

Cm

1 5 ··-··-··-·· +- - ·-··-·4·.c-··-··-· ···· · t (34 pu · ) ·- · !� ��-n--��!1 · � ] · �

O

E

F

M

A

·····

l

··

6

1 1 1 1 -:

• •------·· · O J A S O N D

M

FIGURA 9.2 1.

Nápoles (Italia) , lat. 40º 30' N posee un verano más cálido que Monterey, pero sus temperaturas invernales son similares. 8. Clima marítimo de costa Oeste

Extensión latitudinal: 3 5 a 60º N y S . Las costas occidentales d e las latitudes medias, orientadas a los vientos predominantes del oeste, reciben frecuentes tor­ mentas ciclónicas en las que se ve involucrada Ja masa de aire húmeda y fresca Pm. En este húmedo clima, la precipitación suele ser abundante en todos Jos meses pero, de forma desta­ cada, durante el invierno donde encontramos un máximo. Allá donde la costa es montañosa el efecto de la orografía se deja sentir en Ja producción de grandes precipitaciones anuales, o sea de subtipo perhúmedo. La oscilación térmica anual es relativamente pequeña para latitudes medias y las temperatu-

ras invernales suelen ser también suaves en comparación con localidades interiores con equivalente latitud. Zonas representativas: Costa Oeste norteamericana, com­ prendiendo en ella Oregón, Washington y la Columbia Britá­ nica; oeste de Europa e islas Británicas; Victoria y Tasmania, Nueva Zelanda y Chile al sur de Ja latitud 35º S . Ejemplo: El climograma d e Vancouver (Columbia Británica, figura 9.22) corresponde a este tipo de clima. Vancouver es una ciudad portuaria situada en una latitud de 49º 20' N en el norte de los Estados Unidos y próxima a Ja frontera canadien­ se. Su precipitación anual es de 142 cm y refleja el subtipo perhúmedo de un clima húmedo. La mayor parte de la precipi­ tación se recoge en la estación de invierno, existiendo un marcado mínimo veraniego. El ciclo de las temperaturas muestra una manifiesta pequeña oscilación ( 1 5º C) para las latitudes a las cuales pertenece, e incluso en los meses de invierno se registran temperaturas superiores a los OºC .

9. Climas secos de latitudes medias Extensión latitudinal: 3 5 a 55· N . Limitado casi exclusivamente a Norteamérica y Eurasia, este clima seco continental ocupa una posición de sotavento de los sistemas montañosos del oeste o del sur. Las masas de aire marítimas están bloqueadas de forma efectiva, durante la ma­ yor parte del tiempo, de manera que el aire polar continental (Pe) domina el clima en invierno. En verano una ma�� de aire seco continental de origen local domina la región. Las lluvias que se dan en este clima se deberán a incursiones esporádicas de masas de aire marítimas. Los subtipos de estepa y semide­ sérticos (9 s y 9 sd) se pueden aplicar aquí, de nuevo; los verdaderos desiertos solamente se encuentran en las cuencas del interior de Asia. El ciclo térmico anual se halla muy desarrollado presentando una gran amplitud anual. Los vera­ nos pueden ser cálidos o calurosos, pero los inviernos son muy fríos.

•e

ºF 80

·e

25

70

20

15 10 5

o

-5 Cm 25

23�º NI - E-23�·

20

1

1 1 1

J,.. - -

'.'... - -'IEq S1 I 1 1

1

60

1 1 1 1 1 1

50



-o. 1

- - - - -0- - - - l1 1 Sol 1 I - - - - - -o1 Eq 1 Sol ¡ I 1 1 I· 1

:

:¡ 1 1 J '����; :,·. 1 1 E

F

M

FIGURA 9.22 .

A

1 1

M

A

S

O

1 N

40 30

Pulg 10

.. 8 .

6

4 2 D

o

Vancouver, Columbia británica, lat. 49º N , tiene una precipitación anual elevada, pero los aportes estivales disminuyen enormemente. La oscilación térmica anual es pequeña y los inviernos son muy suaves para estas latitudes.

162

--

1 1----- · ----

- -

3 5 ..1 erano: ---� - 90 cálido L ·- - - 1130 · 80 25 --· ---- ---------\ i�. -- ---- ·--· - ·-- -+ -70 20 --- - - : - ---- - 71- - · ··· - '-. 60 1 5 1 nvierno : T · 7 ----l· -· ··-· ··· ·-·- ·· ··· t· r�!�� .fl;:': d -··· 10 50 ·---··

+ � ··· 17•··-- - +

.•.

-i-

ºF

- - -1{� -

- ----'-r·· !''\ .

!+_-· -\ . - ·,i-t -·--·-- +--------¡---- -1- -- l - 23�º 1 -------·+···-o· 91 -t 23(--; 1 � � �.... .. � ! I Pulg -�¡� 1 . 11 - -----'- - - - -- - - - - : . . . � � :.. - :1 - : ·

5



(�

o -5

7t · - -- -·-- ---- r- ·

-

- -1-

N

-·-



(4 3 º F) 1 1 Eq.



S�--0-Eq . ..-..Sol -1 ·

o..-

--·-- rr- -· -·

1

Ci nturón de t rmentas cict 1 nic:as---.:

Cm 15

..

10 ....

E

Total anual

+-- L 1 31 cm (12 pulg)

M

J

¡- - - ----· 1

F

---o....

A

M

-

l

1

J

-

--·-

A

S

O

__

N

1

40

30 20

1 ¡- 6

+ t· 4 1 1

D

FIGURA 9.23.

Pueblo, Colorado, lat. 38º N se ubica en un clima continental semiárido (de estepa) al este de las Rocosas. La precipitación se manifiesta abundantemente en los meses de verano.

Clasiflcaci6n de los climas

ºC

¡

ºF 90

30 25

l.

20 ¡

1 --1

15

10

80

1

1

!

1 1

5t

Am P '","'

o

:

1 - 1

le

(67

- ---

;e

30

1 1 1

20 10

1 1 1

10 '

40

-

1 1 1 1 1

10

10 ! 5

¡-

oi.

E

F

•.

M

:

3 cm

(5

' t

pulg) !

1 ..••---• - ------ ---·--- -•- J l! L...IL L

, - ..a

•..

Total

A

M

J

J

A

S

O

N

1

�r

D

4

2

o

FIGURA 9.24.

En Kazalinsk, Rusia, lat. 46' N, los inviernos suelen ser bastante fríos y los veranos cálidos. La poca precipitación existente cae en este desierto interior cualquier mes.

Zonas representativas: Oeste de Norteamérica ( Gran Cuen­ ca, Meseta de Columbia y los Great Plains ) ; interior de Eura­ sia, desde las estepas del este de Europa, hasta el desierto de Gobi y norte de China y una pequeña área al sur de la Pata­ gonia. Ejemplo: El climograma de l a figura 9.23 corresponde a Pueblo (Colorado) localizado en una latitud de 38' N, al este de las Rocosas. El clima pertenece al subtipo semiárido (este­ pa, 9s) con un total de precipitación anual de 31 cm. La mayor parte de ella se produce en forma de lluvias de verano, cuando Ja masa de aire húmeda Tm procedente del Golfo de México invade esta zona ocasionando tormentas. En invierno, debido a que una vez sobrepasadas las cordilleras la masa de aire Pm está reseca, Ja precipitación en forma de nieve es escasa y produce tan sólo pequeños promedios mensuales. El ciclo térmico presenta una gran oscilación anual -24' C- con vera­ nos cálidos e inviernos fríos . Enero como mes más frío del invierno, tiene un valor medio por debajo de O'C. Ejemplo: La figura 9.24 corresponde a u n diagrama climático de Kazalinsk ( Rusia) ciudad emplazada en una latitud de 46º N, al este del mar de Aral, en el Kazakhstan. El clima es semidesértico (9 sd) con un total de precipitación anual de tan sólo 13 cm, menos de la mitad de Pueblo. La oscilación térmica anual es extremadamente grande (37° C) y los invier­ nos son rigurosamente fríos con temperaturas mensuales, para cinco meses consecutivos, con un promedio por debajo de los o·c.

1

Localizado en la parte central y oriental de Norteamérica y Eurasia, en la zona de las latitudes medias, este clima se encuentra en la región del frente polar, el campo de batalla entre las masas de aire polar y tropical. Los contrastes térmicos estacionales son notables, al mismo tiempo que las condicio­ nes meteorológicas diarias presentan altas variabilidades. La gran cantidad de precipitación durante el año se incrementa

Climas secos y húmedos

30

20 10

1

E

F

M

Pulg

Total anual 81 cm (3� pulg)

: ; 1 1_. IJ 111_1 I A

A

M

S

O

FIGURA 9.25 .

6

U . N D

:

Madison, Wisconsin, lat. 43º N tiene unos fríos inviernos y unos cálidos veranos presentando una amplitud térmica anual bastante desarrollada.

en el verano por Ja penetrac10n de masas de aire Tm. Las posiciones marítimas orientales son perhúmedas. Los fríos inviernos están dominados por la Pe y Ac procedentes de las regiones manantiales subárticas. Al este de Asia (China, Corea y Japón) el efecto monzónico se manifiesta notablemente con un aumento de la precipitación en verano y con un invierno relativamente seco. En Europa, el clima húmedo continental se sitúa en el cinturón de altas latitudes (45 a 60º N) y recibe precipitación procedente de las masas de aire Pm que vienen del Atlántico Norte. Zonas representativas: Parte oriental de los Estados Unidos y sur del Canadá, norte de China, Corea y Japón y Europa Central y Oriental.

E

1

'

ºC 1º 2

15

1

l .J�---6---;_ l - -0 _o1

23 �º



-:

23 �

N

5

1

- 15 • 10 '

Cm

:

10 ,

i 1 1

I 1 ---- - -°· 1 suave Y'-... 1 •húmedo/ "- •r •, 1 1 1 1 '\. 1 1 1 1 � ¡; 1 1 1 1 Amplitud 1"-• 1 1 1 30 C 1 '\.

1 1 Verano:

Invierno f río con O presencia _ e rneve • 5 \

-

1

1



v•

0

5

10. Clima continental húmedo Extensión latitudinal: 30 a 55º N ( Europa 4 5 º a 60º) .

50

40

1

1 1 1

15



60

Amplitud 31 º C (56º F)

Cm ;

�¡

70

1

15

50

80

1

20 ,

60 1-

Werano: cálido y húmedo

25

70

ºF 90

1

ºC 30

/ 1 1 1 1

1 1 1

1 1 1 1 1

_;....- •

"• '\.

º (54 ° F)

1 1

'\.•I

i....

Cinturón d e tormentas

)§\ � �·� )§\ 1 1 1• 1 1 Total anual : 54 cm ( 2 1 pulg)

,• • E

F

�111ll1111 M

A

M

A

s

o

N

D

ºF

70

60

50

40 30

20 10

Pulg

4

2

o

Moscú, Rusia, lat. 56º N tiene una amplitud térmica anual semejante a la de Madison, pero los veranos en Moscú no son tan cálidos.

FIGURA 9.26.

163

:

:

30

:

25 , 15

10 5

:1

1 1 1 1

-5

- 10

:

20 15

1

_. E

¡ L I 1!

• • F

M

FIGURA 9.27.

A

M

J

1.

1 1 1

1

1

:

.

1 1 1, 11 1 1 1i 1 1 1 1 1

:

l

1 1 1 1 1 1

1 1 1

Cm

1 1

1 1 1 Amplitud 29 · c 1 (5 1 , 5 º F) 1

:

o

¡

:;

1

20

:o

}

-verano:-1-- 1 1 cálido y k lluvioso

Total anual 104 cm (41 pulg) :



¡

J

A

.

li S

N

D

80

70 60

50

40 30

20

Pulg 8

6

¡ :

LI 1 . O

ºF 90

,

región manantial de las masas de aire Pe, cuyas características son frío, seco y estable en invierno. Son parajes donde son corrientes las invasiones de masas de aire Ac muy frías. La oscilación anual de la temperatura es mayor en éste que en ningún otro clima, siendo los 60' C alcanzados en Siberia el valor más ejemplificador. La precipitación se incrementa subs­ tancialmente en verano cuando penetran las masas de aire marinas en el continente, acompañadas de borrascas; así y todo, el total de precipitación es bajo. Aunque gran parte del clima boreal forestal está clasificado como de tipo húmedo, con una precipitación que oscila entre los 50 y los 1 00 cm, también hay grandes extensiones del oeste del Canadá y Sibe· ria que su precipitación total anual es inferior a los 40 cm y se clasifican como subtipo subhúmedo o bien semiárido. Zonas representativas: Alaska central y occidental; Canadá, desde Yukón hasta la península del Labrador; regiones meri· dionales de Groenlandia, Islandia y Eurasia, desde el norte de Europa hasta el océano Pacífico pasando por Siberia.

o

Inchon en Corea, lat 37' 30' N, posee dos meses muy lluviosos durante el monzón de verano, pero una baja precipitación en invierno. �

Ejemplo: El climograma de la figura 9.25 se refiere a Madi· son (Wisconsin) , con una latitud de 43' N en el medio oeste americano. La oscilación térmica anual es muy amplia ( 3 1 ' C ) . Los veranos son cálidos y los inviernos fríos, con tres meses consecutivos de temperaturas por debajo de los o· C. La preci­ pitación es alta para todos los meses, con un total anual de 81 cm lo cual corresponde a un clima húmedo. Hay un máxi­ mo pluviométrico veraniego bien desarrollado, cuando las masas de aire Tm penetran. Éstas producen chubascos tormen­ tosos asociados a las líneas de frentes fríos que con ellos se desplazan. Gran parte de la precipitación invernal es en forma de nieve que suele permanecer en tierra durante largos perío­ dos. Ejemplo: La figura 9.26 es un climograma para Moscú (Ru­ sia) cuya latitud es de 56' N . Se localiza 600 km más al norte que Madison, de modo que los veranos serán menos calurosos y los inviernos más rigurosos. La precipitación total anual en esta ciudad es menor que en la localidad anterior ( 5 4 cm) , con menores aportaciones mensuales a lo largo del año. La preci­ pitación durante el invierno suele realizarse en forma de nieve que permanece en el suelo durante unos cuantos meses. Ejemplo: Para Inchón (Corea) hemos realizado el climogra­ ma de la figura 9.27, situada en una latitud de 37' 30' N . Comparada con Madison, Inchón tiene veranos algo más calu­ rosos, pero los inviernos no son tan fríos . La mayor diferencia entre ambas localidades se da en el ciclo de precipitación. Por un lado, Inchón refleja el efecto del monzón asiático con dos meses estivales muy lluviosos y en invierno una disminución notable de lluvia. Debido a esto y los influjos de aire marino procedentes del oeste del océano Pacífico, Inchón tiene una elevada precipitación anual, mayor que para Madison y Moscú ( 1 04 cm) .

GRUPO ill: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11. Climas de bosques boreales Extensión latitudinal: 50 a 70' N . Este e s e l clima continental con unos inviernos más largos y rigurosos mientras que los veranos son cortos y fríos. Ocupa la

164

�� 1

4

20 1

r:

-

-

1l

1

1

ºF

70

j

{ /-º/ 1 •"'. \ 1 1 50 \1 1 • I 1 ,1 40 r O 1 r, /, 1 l 30 l I / Amphtud 4 1 Cº � \ ! I 20 -5 ( 74 º) lnvtern . 1 -/F \ I I - 10 muy f o 1 \ 1 t 10 -1 5 ' / o -20 1 -· -- -- fl --- -- 1 --- ---- ---�--- --l • -1- - lO -2 5 ¡ re;· I /1 l_\\.�-20 � ¡ 1 J. _I -30 - -- ..,. " �¡ 1 ¡ Cm Pulg I 1 -30 3 . J _ \ 4 10 1 5 , ( 1 2 pu g) 1 �-- '-¡ / Tota 1 anua 1·. 3 1 cm \1 15

'

10 ¡ 5

� :,;,ol!Ti

v rano suave h u

1

iVl

·r

,....

...-

-

-

1 �r:- . t'�--*::::/�-----=:� �-:- ·J · =-�= -

·--

1

1

E

F

M

FIGURA 9.28.

A

-.. -:..-- �t . Verm1hon , ' Al berta \ 58º N

-

l

----

M

J

-

1 ---1- -- - 1 1·

-- l

__ ___

J

___

A

S

,

___ __

_ ____ _

60

-

--

-

·'k -

O

N

D

-40

- 50

Los climas de bosques boreales se caracterizan por unos inviernos extremadamente fríos y una amplitud térmica anual muy elevada. Este clima está muy bien representado por los climogramas de Fort Vermilion en Alberta, Canadá, y por Yakutsk, en Rusia.

Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 28 corresponde a Fort Vermilion en Alberta, Canadá, en una latitud de 58º N. Las grandes oscilaciones térmicas son corrientes en Norteamérica ( 4 1 ' C) . La media anual para siete meses consecutivos se sitúa bajo cero. Los veranos son cortos y fríos. La precipitación muestra un remarcado ciclo anual con tin máximo en la esta­ ción estival, pero a pesar de todo la cantidad recogida anual­ mente no excede los 31 cm, por lo que el clima se podría clasificar como subhúmedo ( 1 1 sh) . Aunque la precipitación en invierno está mitigada, la cobertura nivosa permanece so­ bre el suelo helado la totalidad del invierno. En el mismo climograma se incluye la información de la temperatura para Yakutsk ( U RSS) , ciudad siberiana situada a 62º N de latitud. La enorme oscilación anual es evidente, asimismo lo son las bajas temperaturas mensuales medias que se recogen. En enero se alcanzan valores cercanos a -45º C haciendo de esta región la más fría de la tierra si excluimos las partes interiores del casquete de la Antártida y el groenlandés. La precipitación no

Clasificación de los climas

se refleja en el cuadro, pero el total anual es de 1 8 cm -menos que para Fort Vermilion- e indica las características de un subtipo semiárido ( 1 l s ) .

12. Clima de tundra Extensión latitudinal: 60 a 75º N y S . El clima d e tundra ocupa las franjas costeras árticas y antárti· cas, y está dominado por las masas de aire Pe, Pm y Ac con frecuentes tormentas ciclónicas. Los inviernos son largos y rigurosos. Existe una estación suave, muy corta para que los meteorólogos la consideren como un verdadero verano. La moderada influencia ejercida por las cercanas aguas oceánicas preserva las temperaturas invernales de una disminución se­ mejante a la que encontramos en el interior de los continen­ tes. El clima de tundra puede variar desde u n subtipo húmedo ( 1 2 h) bordeando el océano Atlántico, hasta un clima más subhúmedo ( 1 2 sh) y semiárido ( 1 2 s ) costeando el océano Ártico.

13. Climas de casquete glacial Extensión latitudinal: 65 a 90º N y S . Las regiones manantiales d e las masas d e aire ártica y antárti­ ca (A y AA, respectivamente) se sitúan sobre estas vastas y altas zonas glaciares y sobre e l mar polar de hielo del océano Ártico. La temperatur� media anual es menor que para cual­ quier otro clima del globo, con temperaturas siempre inferio­ res al punto de congelación. Las fuertes inversiones térmicas se dan sobre los casquetes, y por otro lado el enorme déficit de radiación neta, en invierno y en superficies situadas a grandes alturas, intensifican aún más el frío . Son frecuentes las fuertes borrascas acompañadas de ventiscas. La precipitación, que se realiza casi toda en forma de nieve, es muy pequeña pero se acumula debido al continuo frío que allí se genera.

Zonas representativas: Vertiente ártica de Norteamérica, re­ gión de la bahía de Hudson e isla de Baffin; costa de Groen­ landia; norte de Siberia en su franja orientada al océano Ártico y la península Antártica. Ejemplo: La figura 9.29 es un climograma para Upernivik localizado en la costa oeste de Groenlandia, a una latitud de 73º N. Una corta y suave estación, equivalente al verano de las bajas latitudes, tiene un registro de temperaturas medias ape­ nas superior a los 5º C . Los inviernos largos y fríos traen valores medios mensuales tan bajos como -20º C. La oscila­ ción térmica anual (25º C) es menor que para los climas boreales situados más al sur. El total de precipitación anual es pequeño -23 cm- representando, pues, al subtipo subhúme­ do ( 1 2 sh). El incremento de Ja pluviosidad experimentado a principios de julio se explica por Ja fusión de la costra helada y el calentamiento del agua ártica, incrementando el conteni­ do en humedad de las masas de aire locales.

¡ 10

18

10

-1 5 -20 -25

- 10

-30 -35 -40 -45

-70 E

1 1 1 1 1 - 1 ·- 1 1

1 1 1 1 1



-30 Cm 5

-- 40

t 1



- 30

plitud (51Fº)

- -

---

·-

- _____

-

1 1 - 1--··---··-·-----·- + -- -20 1 1 1 1 Total anual: 23 cm ('l pulg) 1 Pulg .__) --------····-..L _____________L______________J - 2 M

A



M



J

FIGURA 9.29.

...

• • • • • J

A

S

O

N

•D l

-

o

Upernvik, Groenlandia, lat. 73º N, es una típica estación de la tundra ártica.

Climas secos y húmedos

F

M

A

M

A

S

O

N

D

FIGURA 9.30.

Gráficas de temperatura para cinco estaciones meteorológicas situadas en el casquete polar.

ºF

�;��"-. -·-, -- 20 \: 1 10 '\J o 1 - ---�i' 1 1 1 - -10 ,_ 1 1

1 1 1 1

o l• • • • F

- 50

,� ¡

1

Invierno: largo y muy frío

E

-20 -25

-65

Verano: corto y fresco

-5

-15

-60

-,1 1 1 1

5

_

-5 - 10

-50

�2142

o

ºF

o

-55

6 o

·e

ºC

Ejemplo: La figura 9.30 refleja las gráficas de temperaturas para cinco estaciones meteorológicas representativas en los casquetes glaciares. La gráfica para Eismitte (Groenlandia) muestra el ciclo de temperaturas para el hemisferio Norte, mientras que las otras cuatro corresponden todas a la Antárti­ da. Las temperaturas en el interior de la Antártida se ha com­ probado que son inferiores a cualquier otro Jugar sobre la tierra. La estación meteorológica rusa Vostok, a 1 . 300 km del Polo Sur y a una altura de 3. 500 m, puede ser el Jugar más frío del mundo cuyo menor registro ha sido de -88,3º C . En el Polo mismo (en la estación escocesa Amundsen) para julio, agosto y septiembre de 1957, los promedios fueron de -60º C. Las temperaturas en Little America, situada en lugares próxi­ mos al mar de Ross y a menor altitud, presenta valores de 22º C superiores a las anteriores, en una comparación realizada mes a mes.

165

Climas de montaña Los climas de montaña presentan unos comportamientos característicos dentro del panorama climático del mundo, pudiendo ser desde fríos a frescos, y normalmente son climas húmedos los que ocupan las montañas y los alti­ planos. Muchas veces se comportan como estrechas fran­ jas, con notables gradientes climáticos, convirtiéndose cada vez, y de forma ininterrumpida, más frías con el incremento en altitud. El clima de una región montañosa dada está corrientemente ligado al clima de las partes inferiores adyacentes, sobre todo en lo que hace referen­ cia a las características estacionales y más concretamente a la configuración del ciclo anual de temperaturas y a la época en que se establecen los períodos húmedos o secos. En tierras bajas, con clima árido, las estrechas alineaciones montañosas tienden a ser islas con caracte­ rísticas húmedas. Los climas de montaña no pueden in­ cluirse dentro de los esquemas de una clasificación cli­ mática, e incluso su indicación en los mapas climáticos suele ser algo arbitrario, dejándose de indicar en la mayo­ ría de casos. El decremento de las temperaturas mensuales medias a medida que ascendemos fue explicado ya en el capítu ­ lo 5, e ilustrado con una gráfica correspondiente a diver­ sos observatorios en la cordillera de los Andes (Sudamé­ rica) (figura 5 .6) . En la figura 9 . 3 1 se pueden observar dos climogramas para dos observatorios situados geográ­ ficamente en localidades próximas, y en los que se refleja el efecto altitudinal en la zona tropical. Por un lado tenemos Nueva Delhi, capital de la India y situada en las tierras bajas del Ganges. La otra localidad es Simia, un amparo en la montaña para el tiempo caluroso. Está situa­ da a una altura de 2 .000 m al pie de la cordillera del Himalaya. Cuando la estación cálida presenta un promeºC 40

ºF 1 00

35

90

30

80

25

70

20 15

60

10

50

5

40

o

Pulg

16

Cm

14

35 30

12

25

10

20

8

15

6

10

4

5

2

o

E

F

M

FIGURA 9.31.

A

M

A

S

O

N

D

o

Climogramas para Nueva Delhi y Simia situadas al norte de la I ndia. Simia es un acogedor refugio del intenso calor que en mayo y junio hay en las llanuras del Ganges.

166

dio de temperaturas superior a 32º C, en Simia tan sólo se recogen unos plácidos 1 8º C, es decir, unos 1 4 º C más fresca. Obsérvese que ambos ciclos de temperaturas se hallan en la misma fase, siendo enero el mes con valores mínimos para las dos localidades. El efecto general de un incremento en la altura se refleja en un aumento en la precipitación, por lo menos para los primeros miles de metros de altitud. Este cambio está dirigido a la producción de lluvia orográfica genera­ do por un ascenso forzado de las masas de aire (capítu­ lo 7) . El efecto de la altura queda bien reflejado en las masas pluviosas de ambas localidades (figura 9.3 1 ) . Nue­ va Delhi, por un lado, expone un modelo de precipita­ ción característico al de un clima tropical del sudeste asiático, con un monzón de lluvias que presenta su máxi­ ma actividad en julio y agosto. Simia posee el mismo comportamiento, las cantidades son elevadas para cada mes y el máximo monzónico es enorme. El total de precipitación para esta localidad es casi el doble que para Nueva Delhi. Cabe observar, también, que Simia recibe precipitación en la estación con poca insolación.

La clasificación climática de Koppen Entre los geógrafos profesionales, la clasificación climáti­ ca de uso más corriente es la establecida originalmente por Vladimir Koppen en 1 9 1 8 y que fue más tarde revisa­ da por sus discípulos R. Geiger y W. Pohl . La versión que aquí presentamos fue publicada en 1953 y hay quien la denomina clasificación de Koppen-Geiger-Pohl. Koppen fue tanto un meteorólogo como un biogeógrafo, aunque su principal interés radicaba en encontrar los límites climáticos que coincidiesen aproximadamente con los términos entre los tipos de vegetación más importantes. Aunque no fue muy afortunado a la hora de los resulta­ dos, su sistema climático ha llamado la atención a los geógrafos por su carácter estrictamente empírico, no dan­ do cabida a decisiones subjetivas. Bajo el sistema de Koppen cada clima está definido de acuerdo con unos valores asignados de temperatura y precipitación calculados en términos de valores anuales o mensuales. Cualquier estación puede asignarse a un grupo o subgrupo climático particular, basado en los registros de los valores térmicos y de precipitación que, naturalmente, cada uno provee y sobre un período de tiempo suficientemente largo como para que resulten significativos. Para utilizar el sistema de Koppen no es necesario entender cómo operan los mecanismos de con­ trol del clima. La clasificación climática de Koppen representa, me­ diante un código de letras, los mayores grupos climáti­ cos, subgrupos y subdivisiones adicionales para distin­ guir las características estacionales de temperatura y precipitación. Los cinco mayores grupos están designados mediante letras mayúsculas, tal como sigue: A.

Climas lluviosos tropicales: El promedio de las tem­ peraturas para cada mes es superior a 1 8º C. Estos climas no presentan una estación invernal y su plu­ viosidad anual es alta y excede la evaporación a lo largo del mismo período.

Clasificación de los climas

90

FIGURA 9.32. Mapa muy generalizado de las · grandes regiones climáticas según la clasificación de Kóppen. Los aires montañosos están en negro. (Basado en Goode Base Map.)

Climas secos: La evaporación excede la precipitación sobre un promedio anual, de manera que no tendre­ mos excedente hídrico y no se originarán cursos permanentes de ríos. Climas templados y húmedos (mesotérmicos): El mes más frío tiene una temperatura media por debajo de los 18' C, pero superior a -3' C; por lo menos un mes tiene un promedio superior a 1 0' C. De este modo los climas de este tipo presentarán una estación in­ vernal y otra estival . Climas boreales o de nieve y bosque (microtérmi· cos): El mes más frío presenta una temperatura me­ dia inferior a -3' C, mientras que para el mes más cálido el valor medio suele ser superior a 1 0' C. Esta última isoterma coincide aproximadamente con el límite septentrional de crecimiento del bosque.

B.

c.

D.

0 Pulg. 0, 5

2,0

1,5

2,5

E

300 1----,-'---,�....._,�_...,��'--�



250

u

e: "' e:

:g 200 ·c.

.l!l

·�

c.

1---.¡.....-""'"'-

150

o

40

� 100



E e

50

Cl.

3 2 4 5 6 7 Precipitación del mes más seco, cm

FIGURA 9.33.

o

8

Límite de los climas A.

Límites de los climas B

ºC O 30

Pulg. 5

15

20

30

25

1

25

o

L

r BW

20

10

5

1

1

1

20

25

30 Pulg.

o

5

10

15

20

25 Pulg.

1

ºF

- 80

BW

70

15

- 60

10

50

5

40

o

30

-5

20

- 10 - 15

o

10

20

30

40

50

60

70

80

o

10

20

30

40

50

60

70

80

90

o

10

20

30

40

50

60

70

P, media anual de precipitación, cm FIGURA 9.34.

.

Límite de los climas B.

La clasificación climática de Koppen

167

E.

Climas polares o de nieve: El promedio de las tempe­ raturas del mes más cálido está por debajo de los 1 0º C. Estos climas no presentan verdaderos veranos.

Cabe observar que cuatro de estos cinco grupos (A, C, D, E) están definidos por temperaturas medias, mientras que, por el contrario, sólo uno (E) está explici­ tado por el balance evaporación-precipitación. Los gru­ pos A, C y D poseen un suficiente calor y precipitación para que pueda crecer una vegetación forestal y selvática. En la figura 9.32 se muestran los límites de estos cinco grandes grupos. Los subgrupos que se establecen dentro de los anterio­ res vienen definidos por una segunda letra, de acuerdo con el código siguiente:

S. Semiárido (estepa) . W Á rido (desértico) . f

w:

s:

m:

(las letras mayúsculas anteriores se aplican solamen­ te a los climas secos, E) . Húmedo. Caracterizado por una precipitación sufi­ ciente durante todo el año sin que exista una esta­ ción seca. Esta designación es aplicable a los grupos A, C y D. La estación seca la hallamos durante el período in­ vernal del respectivo hemisferio (estación con la posición solar baja) . La estación seca se encuentra en el verano respecti­ vo de cada hemisferio (estación con el sol en su ce­ nit) . Clima forestal lluvioso, a pesar de la corta estación seca en cuanto al ciclo de precipitación del tipo monzónico. Sólo se aplica al grupo A.

De la combinación de ambos grupos de letras resultan doce climas característicos: Af

Clima de selva tropical lluviosa: La pluviosidad del mes más seco es de 6 cm o más. Am: Variedad monzónica de Aj La lluvia recogida du­ rante el mes más seco es menor de 6 cm. La esta­ ción seca está fuertemente desarrollada. Aw: Clima de sabana tropical: Se registra un mes, por lo menos, con precipitación menor de 6 cm. La estación seca está notablemente desarrollada.

La figura 9.33 muestra los límites entre Aj, Am y Aw, todos determinados por la precipitación anual y por la pluviosidad del mes más seco.

ES:

E W·

Cf Cw:

168

Clima de estepa: Clima árido caracterizado por sus praderas. Ocupa una posición -intermedia entre el clima desértico (EW) y los climas más húmedos de los grupos A, C y D. Los límites vienen determina­ dos por las fórmulas que aparecen en la figura 9.34. Clima desértico: Clima árido con precipitación anual normalmente inferior a 40 cm. Los límites con el clima de estepa (ES) anterior se determinan por las fórmulas que aparecen en la figura 9.34. Climas templados húmedos sin estación seca: La pluviosidad del mes más seco es superior a 3 cm. Climas templados húmedos con estación invernal seca: El mes más lluvioso del verano es, por lo

Cs:

menos, diez veces superior en cuanto a lluvia reco­ gida, que el mes más seco de los meses invernales. (Definición alternativa: El setenta por ciento o más de la precipitación media anual se recoge en los seis meses más cálidos. ) Climas templados húmedos con veranos secos: La precipitación del mes más seco del verano es me­ nor de 3 cm. La precipitación del mes más lluvioso del invierno es, por lo menos, tres veces superior a la registrada en el mes más seco del verano. (Defi-

Equivalencias entre el sistema de K6ppen y la clasificación climática basada en masas de aire y fren tes

Tabla 9 .2.

Grupo I: Climas de bajas latitudes l . Clima lluvioso ecuatorial

2. Clima monzónico y de vientos alisios en el litoral

3. Clima tropical seco y húmedo 4. Clima seco tropical

Aj Clima de la pluviisi lva tropical A m: Clima de pluviisilva tropical, tipo monzónico y algunas áreas de Aj Clima de la pluviisil\ia tropical A w: Clima de sabana tropical y Cw: Cl imas suaves con inviernos secos BWb: Clima desértico, caluroso; y BSb: Clima de estepa, caluroso

Grupo 11: Climas de latitudes medias

5. Clima subtropical seco

B Wb: Clima desértico, caluroso; y BSb: Clima de estepa, caluroso 6 . Clima subtroplcal húmedo C/a: Climas templados y lluviosos de veranos calurosos Csa: Climas templados 7. Clima mediterráneo l luviosos, con veranos secos y calurosos; y 8. Clima marítimo de costa Cjb: Climas templados y l luviosos con veranos cálidos y oeste algunas partes de Csb: Climas templados lluviosos con veranos secos y · cálidos 9. Clima seco de latitudes B Wk: Clima desértico, frío; y BSk: Clima de estepa, frío medias Dfa: Climas fríos de nieve y 1 0 . Clima continental húmedo bosques con veranos calurosos; y Djb: el mism9 que el anterior, pero con veranos cálidos

Grupo 111: Climas de altas latitudes 1 1 . Climas de bosques boreales

D/c: Climas fríos de nieve y bosque, con veranos frescos; y Dw: Climas fríos de nieve y bosque con inviernos secos; y Cfc: Climas templados lluviosos, con veranos cortos y frescos 1 2 . Clima de tundra ET: Clima polar de tundra 1 3 . C lima de casquete polar EF: C li m a polar con hielos perpetuos

Clasificación de los climas

Df Dw: ET EF:

nición alternativa: el setenta por ciento o más de la precipitación media anual es recogida en los seis meses de invierno.) Climas boreales o de nieve y bosque con inviernos húmedos: No hay estación seca. Climas boreales o de nieve y bosque con inviernos secos. Clima de tundra: Temperatura media del mes más cálido es superior a o· C, pero inferior a 10º C . Clima de hielos perpetuos: Es el clima de los cas­ quetes glaciares. La media térmica de todos los meses del año es inferior a o· C .

Para especificar unas mayores variaciones climáticas, Koppen añadió una .tercera letra a las anteriores cuyos significados son los siguientes: a:

Con veranos calurosos; el mes más cálido tiene una temperatura superior a 22º C; se aplica a los climas C y D. b: Con veranos cálidos; el mes más cálido es térmica­ mente inferior a 22º C. Se aplica a los climas C y D. Con veranos cortos y frescos; menos de cuatro meses c: están sobre los 10· C; se aplica a C y D. d: Con inviernos muy fríos; el mes más frío está por debajo de los -38º C. Sólo se aplica a los climas D. h: Seco y caluroso, la temperatura media anual es supe­ rior a 1 8º C. Solamente se aplica a los climas de tipo .B. k: Seco y frío, la temperatura media anual es inferior a los 1 8º C. Sólo clima B. A modo de ejemplo de empleo del código de Koppen, B Wk se refiere a un clima desértico y frío y Dfc se relaciona con un clima de nieve y bosque frío con vera­ nos cortos y frescos. La Lámina C .4 es un mapamundi d� los climas según la clasificación climática de Koppen. La tabla 9.2 da unas equivalencias aproximadas con los trece tipos de climas basados en masas de aire y líneas de frentes.

Vegetación, suelos y clima

Vegetación, suelos y clima Los biogeógrafos se dieron cuenta, rápidamente, de que las plantas son sensibles a las diferencias climáticas. Con el crecimiento de cada especie se asocia la más favorable combinación de factores, pero existen algunas condicio­ nes (calor, frío o sequedad extremas) más allá de las cuales no podrían sobrevivir. Las plantas tienden a adap­ tar su forma física de acuerdo con la presión que ejerce el clima sobre ellas, y de esta manera a partir de la recopila­ ción de las especies vegetales dominantes podemos ha­ llar una gran variedad morfológica. La totalidad de los modelos de formas , o de hábitats, que podemos encc:m­ trar, reflejan una unión intrínseca con los controles cli­ máticos. Desde el pasado siglo, los científicos del suelo (edafó­ logos) reconocen que las diferentes clases de suelos maduros, vistos desde una panorámica mundial, están fuertemente controlados por los elementos que constitu­ yen el clima, pero no hay que olvidar que las plantas también contribuyen en la determinación de las propie­ dades de muchos suelos de los cuales dependen. A fin de desarrollar el concepto de interacción entre los mecanismos de control del clima, la vegetación y los suelos, debemos realizar un estudio del agua que pode­ mos hallar en la capa edáfica. Aunque la precipitación es un ingrediente principal, lo que realmente cuenta en el crecimiento de las plantas es la cantidad de agua disponi­ ble en el suelo, allá donde se sitúan las raíces de las plantas. La evaporación del agua a partir del suelo, o de las plantas, puede devolver a la atmósfera gran parte del aporte hídrico inicial y todo ello a nivel del suelo se constituye en el balance de entradas y salidas de este elemento, que al igual que en el balance energético se configurará como un conjunto de excedentes o déficit estacionales. En el próximo capítulo investigaremos el balance hídrico en el suelo como un paso importante más, en el incremento de nuestro conocimiento de los diferentes medios donde se desarrolla la capa viva del planeta.

169

CAPÍTULO

10

Balance hídrico del suelo

Una idea básica desarrollada en geografía física es la de que la disponibilidad de agua en el suelo es un factor mucho más importante en el medio que la precipitación en sí misma, pues gran parte del agua recibida de esta forma se pierde de diferentes maneras y de forma no aprovechable por las plantas. Al igual que en un balance fiscal, cuando las pérdidas mensuales o anuales de hume­ dad exceden al de precipitación, el resultado es deficita­ rio, mientras que por el contrario, cuando el aporte por precipitación sobrepasa al de pérdidas, resulta un balan­ ce positivo. El análisis del balance hídrico de un área determinada de la superficie terrestre, en realidad, se realiza de la misma forma que el balance fiscal, requiere tan sólo de la adición o substracción de cantidades obte­ nidas en períodos fijos de tiempo tales como un mes o un año.

Para entender por qué se pierde o se gana la humedad, necesitamos estudiar los procesos físicos que afectan al agua en sus tres estados -líquido, sólido o vapor- no sólo en la atmósfera, sino también en el suelo y en la roca, así como el agua expuesta al aire libre en ríos, lagos y glaciares. La hidrología permite establecer tales relacio­ nes del agua, como un sistema complejo y unificado, que se encuentra sobre la tierra. Lo primero que conviene tratar en este capítulo es la hidrología del suelo. Agua superficial y subsuperficial Clasificaremos el agua que se encuentra sobre los conti­ nentes en dos tipos: agua superficial (corriente o estan­ cada sobre tierra), y agua subsuperficial (ocupando aber­ turas y cavidades en el suelo o en las rocas). El agua retenida en el suelo, a un metro o dos de la superficie se denomina agua de infiltración, y es ésta la que interesa al botánico, al edafólogo (científico del suelo) o al inge­ niero agrónomo. El agua almacenada en cavidades del lecho rocoso se denomina agua de saturación y es estu­ diada por los geólogos. Tanto el agua de saturación como la superficial son objeto de estudio del capítulo 1 1. Ciclo hidrológico y balance bídrico terrestre

FIGURA 1 0.L

170

Ciclo hidrológico (fuente: Holtzman ) .

El agua de los océanos, de la atmósfe_ra y de las tierras modifica tanto su posición geográfica como su estado físico, en una serie de cambios continuos que configuran el ciclo hidrológico (figura 10. 1). Si pudiéramos seguir continuamente una molécula de agua, ésta podría viajar por uno cualquiera de los posibles circuitos que incluye alternativamente su estado de vapor, líquido o sólido. El esquema del ciclo hidrológico representado en la figura 1 0 .1, podría ser cuantificado para el conjunto de la superficie terrestre. La figura 1 0.2 refleja las posibles trayectorias del circuito del agua. Podríamos empezar por los océanos, que constituyen la principal reserva de agua libre existente. La evaporación procedente de estas su-

Balance bídrlco del suelo

1000 1000 Km3

mi3

í

Cada uno de los términos tiene por unidades las de volumen por unidad de tiempo (por ejemplo km3/año). Cuando se aplica sobre un período de un año, o cuando se realiza un promedio sobre muchos años, el término G puede considerarse cero, puesto que el sistema terrestre es esencialmente cerrado, en lo que concierne a la mate­ ria. Las cantidades de agua almacenada en la atmósfera, en tierras y océanos permanecen constantes de año en año. La ecuación puede reducirse entonces a:

37 9 69 Precipitación 106 + 106 382 92 419 100 488 117

1�

P=E+R Utilizando las cuantías dadas para los continentes y substituyéndolas en la ecuación anterior, resulta: Balance hídrico terrestre. Las cifras indican el ílujo medio de agua anual dentro o fuera de las áreas continentales y oceánicas. (Fuente de información, John R. Mather, 1 974 . Dibujo procedente de A.N. Strahler. The Earth Sciences, 2.ª ed. H arper & Row Publishers, figura 33.2. Copyright 1 963, 1971 por Arthur N . Strahler.)

FIGURA 1 0.2 .

106.000

382.000 =4 1 9.000 - 37.000 Para la totalidad del globo, combinando los resultados de continentes y océanos, los términos de escorrentía ( R) se suprimen mutuamente quedando: 1 06.000 +382 .000= 69.000 +419.000; 488.000 488.000 =

El ciclo hidrológico como un sistema cerrado de materia El balance hídrico del planeta puede ser tratado como un sistema de flujos de materia, utilizando el tipo de esque­ ma descrito en el capítulo 3. La figura 10.3 muestra un sistema cerrado que representa la hidrosfera de forma global. Están presentes tres subsistemas: atmósfera, conti­ nentes y océanos. Para una mayor simplicidad, el hielo de los gladares está incluido dentro del concepto "agua líquida", como una única forma de agua. En el subsiste­ ma "atmósfera" las entradas se realizan en forma de vapor de agua, obtenido por evaporación de las superficies oceánicas, y por evaporación y evapotranspiración de las superficies continentales. El vapor de agua almacenado, experimenta una condensación para pasar a estado líqui­ do en forma de lluvia (o estado sólido en forma de nie­ ve), abandonando, entonces, el subsistema atmósfera para entrar en cualquiera de los subsistemas restantes, el oceánico y el continental . Por escorrentía, el agua conte­ nida en los continentes se transfiere a los océanos sin cambio de estado alguno.

yada.

Podemos exponer el balance hídrico total, tal como si­ gue: P=E+G+R donde P= Precipitación E= Evaporación G=ganancia neta o pérdida de agua en el siste­ ma; un concepto de almacenamiento R=Escorrentía (positivo cuando sale de los conti­ nentes, negativo cuando se queda en ellos)

i

1 1 1

� (fj\

\31

' Condensación 106 A., ._. A1 ,

38 1 Subsistema L----�-----------Av: Vapor de agua A1: Agua líquida y hielo Ga: Reserva en la atmósfera Ge: Reserva en continentes G0: Reserva en océanos Unidades de 3 Unidades de flujo: Km /año reserva: Km3 1

i

1

, -- --- --------- -

[

1 1 1

CONTINENTES

1 1 - 37 1 1L ______ J , -- - -- 1 Océanos 1 1 1

A¡ - A.,

69

1 1 1 1

1

: ®,

Subsistema�1

�--�

@

69.000+ 37.000

y para los océanos:

perficies es aproximadamente de 4 19.000 km3/año. Al mismo tiempo, la evaporación procedente del suelo, las plantas y las superficies acuáticas existentes sobre los continentes, suman un total de 69.000 km3/año. De todo ello nos resulta una evaporación total de 488.000 km3/ año, y representa, también, la cantidad de agua que debe ser devuelta anualmente en forma líquida o sólida. La precipitación, en el lado contrario, está de�igual­ mente repartida entre continentes y océanos; los prime­ ros reciben 1 06.000 km3/año mientras que los segundos 382.000 km3/año. Cabe observar, ante todo, que los con­ tinentes perciben 37.000 km3 más agua por precipitación que la que pueden perder por evaporación. Esta cantidad excedente es la que circula en superficie o de forma subterránea, alcanzando, más tarde, el mar, en lo que se denomina generalmente escorrentía o agua de arro­

- -------- --- ------ , 1 488 ATMÓSFERA 1

=

---------

El ciclo hidrológico como un sistema cerrado de materia

Diagrama del ciclo del agua como un sistema cerrado de materia.

FIGURA 10.3.

171

250 ,,-,-�������--,-,, cm

una excesiva evaporación. La escorrentía (R), que presen­ ta valores negativos en las bandas subtropicales, repre­ senta la importación de agua por corrientes oceánicas para suministrar la cantidad necesitada para poder evapo­ rarse. Los excedentes hídricos vuelven a aparecer en e.l paralelo 40 más hacia el norte; pero los valores de los tres términos declinan rápidamente en las altas latitudes, ad­ quiriendo valores próximos a cero en los polos. Esta gráfica podría compararse con la figura 7.23, que muestra el transporte del vapor de agua a través de las diferentes latitudes. Obsérvese que los excedentes de precipitación se mantienen por el aporte de vapor de agua, y que los excedentes de evaporación se sostienen por la transac­ ción de vapor de agua.

por año 200

150

Evaporación-,...·

+

90 60

40 30 2 0 N

10

Escorrentía

o

Latitud

Total de agua almacenada

60 90

Balance hídrico por cinturones de 10º de latitud. (Información recogida por W.D. Sellers, 1965. Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33.11. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 1 0.4.

El balance bídrico terrestre por zonas latitudinales Desde un balance hídrico terrestre en términos de volu­ men de agua por unidad de tiempo (km3/año; millas3/ año) volvemos de nuevo a los datos de balance hídrico en términos de agua que circula por unidad de tiempo (cm/año; pulgadas/año). Mientras que el primero nos explicaba la cantidad de agua introducida o extraída de una región específica en un año, la segunda nos dirá la intensidad del flujo de agua, independientemente de la superficie total y de la cantidad de agua que alberga. El balance hídrico puede estimarse en cinturones lati­ tudinales de 1 0º de ancho. Este tratamiento revela una respuesta a los cambios latitudinales en cuanto al balance de radiación y el balance calorífico, desde la zona ecuato­ rial hasta la polar. La figura 10.4 muestra los valores medios anuales de precipitación, evaporación y escorren­ tía. Esta última, designada bajo la nomenclatura "R", incluye en este caso el importe o exporte de agua dentro o fuera de los cinturones, mediante corrientes oceánicas, o flujos hídricos superficiales. Obsérvese que la zona ecuatorial posee excedente hídrico con un coeficiente R positivo, mientras que las fajas subtropicales presentan

Océano terrestre ____.., . 97,2%

FIGURA 10.5.

172

2,80

'

lnlandsis y glaciares

Los recursos hídricos se pueden encontrar almacenados en los estados gaseoso, líquido y sólido. El agua de los océanos representa cerca de un 97 %, tal como se puede observar en la figura 10.5. El agua almacenada en los glaciares, forma sólida, ocuparía un segundo lugar siendo su porcentaje de poco más de 2 %. La cantidad que resta, casi toda, es el agua que se contiene en tierra y represen­ ta una cantidad muy pequeña. Pero así y todo, es este agua superficial, junto a la que se halla en el suelo, la que mantiene toda la vida terrestre. Algunos ecologistas con­ sideran que el agua dulce superficial es el factor limitan­ te de la capacidad de nuestro planeta de mantener el fenomenal crecimiento de la humanidad. La cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera es también muy pequeña -solamente 10 veces mayor que la que hallamos en las corrientes superficiales- pero es la que aporta toda el agua dulce disponible sobre la tierra. Balance bídrico terrestre y cambios climáticos Los cambios a largo plazo en las cantidades del balance hídrico están asociados con los cambios atmosféricos del medio; por ejemplo: el enfriamiento atmosférico a escala planetaria comportaría una reducción del vapor de agua almacenado en la atmósfera, lo que llevaría a una reduc­ ción en la precipitación y, por ende, en la escorrentía en general; pero al mismo tiempo, una gran proporción de aquella precipitación sería en forma de nieve, de manera que aumentarían las acumulaciones en estado sólido dis­ minuyendo por consiguiente las concentraciones en for­ ma líquida, bajando el nivel de los mares. Todos estos cambios anteriores definirían un bal dnce hídrico cam-

Agua de saturación 0,62%

2,15%

El volumen total del agua terrestre está contenida mayoritariamente en los océanos.

Balance bídrlco del suelo

biante asociado con el inicio de una edad del hielo, o glaciación; es decir, el mayor cambio climático experi­ mentado en nuestro planeta al menos cuatro veces en los pasados dos millones de años (véase capítulo 2 1 ) . Infiltración y escorrentía Muchos tipos de suelos en su estado natural, no alterado, están capacitados para la absorción de agua procedente de lluvias débiles o moderadas. El proceso de absorción se conoce como infiltración. Estos suelos tienen pasadi­ zos naturales entre partículas del suelo mal dispuestas para ello, as• como grandes fisuras, tales como los resque­ brajamientos de tierra producidos por la sequedad, exca­ vaciones de lombrices y otros animales, cavidades resul­ tantes de la putrefacción de las raíces de las plantas o bien porosidades producidas por la expansión y fusión de cristales de hielo. Una maraña de hojas putrefactas y tallos amortiguan la fuerza de las gotas de agua al caer y ayudan a preservar estas porosidades abiertas. Si la llu­ via cae demasiado deprisa como para poder penetrar en el interior, la cantidad excedente fluye, formando una capa superficial de agua, en la dirección de la pendiente. Esta superficie de escorrentía o de agua de arroyada se denomina flujo superficial terrestre, que será ampliamen­ te explicado en el capítulo 11. Tal como indicábamos en el capítulo 7, la pluviosidad se mide en centímetros o pulgadas por hora. Este es el espesor de agua que se acumularía en el suelo si la lluvia se recogiese en un recipiente que tuviese una base plana y los lados perpendiculares a la base, suponiendo que nada se haya perdido por evaporación o derrame (figu­ ra 1 1 . 1 0 ) . De manera semejante, la infiltración se mide en las mismas unidades, centímetros o pulgadas por hor'l, y podría imaginarse como la proporción de agua que po­ dría abandonar el mismo recipiente si el agua pudiera escaparse por una base porosa. La escorrentía se mide también en centímetros por hora y se puede representar como la cantidad de agua que rebosa del recipiente por hora, cuando ésta cae demasiado rápida para que pu�da ser absorbida a través de la base. Evaporación y transpiración Durante los períodos entre lluvias, el agua contenida en el suelo es gradualmente eliminada mediante un doble

proceso de secado. El primero consiste en la evaporación directa a la atmósfera, cosa que sucede en la parte super­ ficial del suelo y que poco a poco va progresando hacia el interior. El aire también penetra en el suelo libremente, :-'Udiendo ser forzado alternativamente a entrar o salir de él mediante los cambios de presión atmosférica. Aún así, si el suelo no "respirase"de esta manera, habría una lenta difusión de vapor de agua hacia la superficie a través de las porosidades abiertas en él. Ordinariamente, sólo la parte superior, 30 cm, del suelo se seca por evaporación durante una única estación seca. En las prolongadas se­ quías de los desiertos, las condiciones de sequedad se extienden a profundidades de varios metros. Segundo, las plantas extraen agua de la capa edáfi.:a introduciéndola en sus sistemas a través de una red de capilares. Este.agua, después de ser elevada en el interior de los troncos y de las ramas, y de llegar a las hojas, es descargada a través de los poros de estas ú ltimas a la atmósfera en forma de vapor de agua. Este proceso se conoce como transpiración. En los estudios de hidrología y climatología conviene usar el término de evapotranspiración para cubrir la combinación de las pérdidas de agua por evaporación directa, y por transpiración de las plantas. La proporción de la evapotranspiración disminuye en cuanto los sumi­ nistros hídricos devienen mermados por un período esti­ val seco, pues las plantas utilizan diferentes mecanismos para reducir la transpiración. En general, a menores re­ cursos de agua, menores pérdidas por evapotranspira­ ción. La figura 10.6 ilustra los conceptos antes explicados y sirve para dar una mayor precisión al detalle del dibujo de esta parte del ciclo hidrológico que incluye el suelo. La capa edáfica de donde las plantas obtienen humedad se conoce como zona del agua de infiltración y en ella se gana agua por precipitación e infiltración. Tal como muestran los signos negativos, el suelo pierde agua por transpiración, evaporación y flujo superficial. El exceso de agua también abandona el suelo mediante la percola­ ción por gravedad hacia zonas inferiores donde se halla el agua de saturación. Entre la zona del agua de infiltra­ ción y la del agua de saturación tenemos la zona inter­ media, donde el agua se retiene a unas profundidades demasiado grandes para ser devuelta a la superficie por evapotranspiración, debido a que se encuentra por deba­ jo del nivel de las raíces de las plantas (rizosfera) . Pérdidas de agua por:

Evapotranspiración Pérdidas por escorrentía en las corrientes

FIGURA 10.6. La zona del agua de infiltración ocupa una importante posición dentro del ciclo hidrológico.

Evaporación y transpiración

173

Agua de saturación y corrientes La percolación por gravedad transporta el exceso hídrico hasta la zona del agua de saturación, en la cual todas las porosidades están completamente saturadas de agua (fi­ gura 1 0 .6) . En esta zona, el agua se desplaza hacia trayec­ torias profundas que emergerán más tarde, rezumando hacia el exterior en arroyos, charcas y lagos. El excedente de agua abandona la región mediante el flujo de los arroyos, los cuales están alimentados directa­ mente por el flujo superficial en períodos de lluvias intensas y prolongados, o bien por fusión de las nieves. Los cursos fluviales que poseen caudal todo el año -arro­ yos perennes- reciben gran parte de su agua de surgen­ cias a partir del agua de saturación. Los arroyos alimenta­ dos tan sólo por el flujo superficial son intermitentes y sus canales están secos en los períodos interpluviales. Investigaremos con más detalle el flujo del agua de satu­ ración y el de los arroyos en el capítulo 1 1 . El agua en el suelo Mediante la infiltración, el agua es arrastrada hacia el interior a través de las porosidades del suelo, humede­ ciendo sucesivamente las capas inferiores. A este proceso se le conoce como recarga por filtración. Finalmente la capa edáfica retiene la máxima capacidad de agua posi­ ble, a pesar de que muchas de las porosidades contengan aire en su interior. El movimiento del agua continúa después hacia niveles inferiores a través de la zona inter­ media subyacente. Supongamos que deja de llover y que a ello siguen días y días de tiempo seco. El excedente hídrico continúa fluyendo hacia capas más profundas por gravedad, pero parte del agua se adhiere a las partículas del suelo resis­ tiendo a la fuerza gravitatoria debido a la tensión capilar que ejercen tales partículas sobre las moléculas de agua. Estamos familiarizados, normalmente, con el modo cómo se adhiere una gotita de agua a la pared de un vaso, parece como si ésta estuviese encerrada dentro de una "piel" de moléculas de agua superficiales de manera que adopta una forma esférica y pudiera permanecer indefini-

damente en él sin caer. De manera similar, la delgada película de agua se adhiere a los gránulos del suelo, particularmente en sus puntos de contacto de unas con otras y permanecerá allá hasta que se disponga para una evaporación o absorción en las raíces de las plantas. Cuando el suelo ha estado saturado de agua en primer lugar, permitiendo un drenaje por gravedad hacia niveles inferiores hasta que ya no puede circular más en ese sentido, se dice entonces que el suelo tiene una determi­ nada capacidad de retención de agua. (Entre los edafó­ logos, la capacidad de almacenar agua se denomina ca­ pacidad de campo.) Para la mayoría de los suelos, el drenaje no dura más allá de dos o tres días, es más, la mayor parte del agua excedente es drenada en tan sólo un día. La capacidad de retención se suele medir en unidades de volumen, normalmente centímetros o pulga­ das, al igual que la precipitación. Por ejemplo, una capa­ cidad de campo de 2 cm en los primeros 10 cm de suelo significa que para un cubo de 10 cm de lado de suelo (1 dm3), toda el agua que podríamos extraer para formar una capa de agua tendría un espesor de 2 cm, en un recipiente cuya base y lados fueran perpendiculares (base plana y lados verticales ) . Esta altura sería la equiva­ lente a una absorción completa de 2 cm de lluvia, en un suelo completamente seco de 10 cm de espesor. La capacidad de retención para un suelo dado depende ampliamente de su textura. Por ejemplo, un suelo areno­ so tiene una pequeña capacidad de campo; un suelo arcilloso tiene una gran capacidad de retención. El ciclo del agua de infiltración Estamos en condiciones de volver de nuevo a considerar el balance del agua en el suelo. La figura 10.7 muestra el ciclo anual del agua de infiltración para un único año, en una estación experimental agrícola sita en Ohio. Este ejemplo puede considerarse representativo de las condi­ ciones de los climas húmedos de latitudes medias donde se establece un fuerte contraste estacional entre el invier­ no y el verano. Comencemos con el inicio de la primave­ ra (marzo) . En esta época del año, el grado de evapora­ ción es bajo debido a las bajas temperaturas. La abundan-

Típico ciclo anual del agua en el suelo en el Medio Oeste. Este esquema muestra un período de excedente en primavera y un largo período de escasez en verano y principios de otoño (Fuente: Thornthwaite y Mather).

FIGURA 1 0.7.

174

Balance bídrico del suelo

cia de nieves de fusión y lluvias ha restituido el agua del suelo con cantidades excedentes. Por dos meses, la canti­ dad de agua infiltrada a través del suelo que penetra hasta la zona de saturación, permite que los poros estén prácticamente saturados de agua. Esta es la época del año en que encontramos una tierra blanda y fangosa, tanto circulando por carreteras de tierra como caminando por el campo. Es también la estación con abundante agua de escorrentía pudiéndose observar anegaciones producidas por grandes tormentas y por los ríos. En términos de balance hídrico existe un excedente de agua. Por mayo, el ascenso de las temperaturas, el incremen­ to de Ja evaporación y el crecimiento de las hojas en la copa de los árboles, trae consigo una mayor evapotranspi­ ración. Ahora, el agua del suelo disminuye por debajo de su capacidad de retención, aunque puede ser restableci­ da temporalmente mediante fuertes lluvias anormales en algunos años. A mediados de verano nos encontramos con un déficit de agua en el balance, a pesar de las intensas tormentas de la época estival, ocasionales y enér­ gicas, que no pueden compensar las pérdidas de agua por evapotranspiración. Las pequeñas fuentes y arroyos están completamente secos y el suelo deviene duro y seco. Sin embargo, por noviembre, Ja cantidad de agua en el suelo comienza de nuevo a aumentar, y ello es debido a que la vegetación está en reposo, reduciendo claramen­ te las pérdidas por transpiración al mismo tiempo que la disminución de las temperaturas reduce Ja evaporación. A finales de invierno, normalmente en febrero, en la localidad de estudio, Ja capacidad de campo está de nuevo restablecida. Balance bídrico del suelo Del ejemplo de los cambios hídricos en Ja capa edáfica en un único año vamos todavía más lejos hacia un con­ cepto más generalizado: las ganancias, las pérdidas y la retención del agua del suelo están contabilizadas dentro del balance hídrico del suelo. La figura 1 0 .8 es un diagra­ ma de flujos que ilustra los componentes de este balance. La reserva (S), Ja cantidad de agua retenida en la zona del agua de infiltración, es incrementada mediante el recargo efectuado por la precipitación (P), pero al mismo tiempo disminuye a través de Ja evapotranspiración (E). Cualquier excedente de agua (R) se dispone para la percolación hacia Ja zona del agua de saturación o bien para el flujo superficial . La columna de suelo está supuesta para un área de sección transversal de 1 cm2. Podemos de este modo utilizar unidades de flujo de carga por unidad de tiempo (por ejemplo cm/mes, o cm/año). La ecuación del balance hídrico es tal como sigue: P=E+G+R donde P= Precipitación E Evaporación G Cambios en las reservas de agua R= Excedente hídrico =

=

Para poder proceder debemos ante todo reconocer dos tipos de evapotranspiración. La primera es Ja evapotrans­ piración real (E,), Ja cual es la proporción real de agua devuelta a la atmósfera a partir del suelo y de la cobertura vegetal. La segunda es Ja evapotranspiración potencial (E P) que es el flujo de vapor de agua que se establece bajo unas condiciones iniciales ideales como por ejem-

Balance bídrico del suelo

Evapotranspiración (E) Precipitación (P)

Excedente (R) en forma de flujo superficial

Zona de infiltración

Zona intermedia

{

Total de escorrentía (R)

{

FIGURA 1 0.8. Esquema del balance del agua en el suelo en una columna de suelo. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33.9 Copyrigth 1963, 1971 por Arthur N. Strahler. )

p l o una cobertura vegetal completa con hojas verdes y l a n o existencia d e u n ápice d e tierra desprovista d e ella. La cobertura foliar se supone que se encuentra a una altura uniforme sobre el suelo -tanto si la vegetación es arbo­ rescente, arbustiva o herbácea-. Una segunda condición es que haya un adecuado suministro de agua, tal que la retención de este elemento líquido en el suelo sea siem­ pre Ja misma. Este último punto se podría cumplir de forma natural con una precipitación abundante, o bien de forma artificial, más corriente, por irrigación. Para simpli­ ficar los conceptos ponderados que acabamos de definir, podríamos transformarlos en los siguientes axiomas: "evapotranspiración real" es el agua destilada (E,) "evapotranspiración potencial" es el agua requeri­ da (E P) La palabra "requerida" significa Ja cantidad de agua del suelo que hay que aportar si el crecimiento de la planta se llevase a un máximo nivel en todas las condiciones que ella necesita: radiación solar, temperatura y posibili­ dad de suministro de nutrientes. La diferencia básica entre agua utilizada y la necesitada es el déficit hídrico del suelo (D). Esta es la cantidad de agua que debe ser suministrada por irrigación para conse­ guir un máximo crecimiento de los cultivos en un siste­ ma agrícola. Todos los términos utilizados en el balance hídrico del suelo se expresan en unidades de centímetros de altura de agua, las mismas que las utilizadas para la precipita­ ción. Tan sólo un valor está establecido por adelantado; éste es el de la capacidad de campo: en el balance hídrico que realizaremos aquí, supondremos que el suelo tiene una capacidad de retención de 30 cm. A fin de estimar el agua mensual necesitada (evapo­ transpiración potencial) en cualquier localidad del pla­ neta han sido ideados varios y rigurosos métodos. El que emplearemos en este capítulo fue desarrollado por

175

Precipitación A¡

1 1

(P)

1 1

/

--------------------------

Interceptación Goteo y deslizamiento

1 1 1 (f) 1 1 1 1 1 1 1 1 1 (E) 1 1 1

"

Evaporación Ai-A.,

por tallos

Superficies de retención

Evaporación Ai-A., Flujo superficial

Infiltración

Evaporación A1-A., Flujo hacia el agua de saturacfon

1 1

FIGURA 10.9. Esquema del balance del agua en el suelo como un sistema abierto de flujo de materia.

C . Warren Thornthwaite, eminente climatólogo y geógra· fo. Está basado en la temperatura del aire, en la latitud y el día que se trate del año. La latitud y la estación del año, determinan la intensidad y duración de la radiación solar recibida en tierra. Por otro lado, el agua requerida es una medida de la máxima capacidad que una superficie conti· nental posee para devolver energía a la atmósfera a través del mecanismo del calor latente bajo unas condiciones definidas de cobertura vegetal y recursos hídricos. Balance bídrico del suelo como un sistema abierto de flujo de materia El balance hídrico del suelo puede concebirse como un sistema abierto de flujo de materia tal como está repre-

16

Necesidades de agua, 'Ep "\

14

12

Déficit hídrico ,D



Período de déficit

6

e

;;



" u

4

2

·"- --'-·- ....L M A F

M

j___J_ Mese5

A

s

o

N

D

Presupuesto del agua en el suelo simplificado, típico de un clima húmedo de latitudes medias.

FIGURA 10.10.

176

:

1 1 1 1 (E) 1 1 1 1 1

(R)

'---------------- ------------- /

sentado en la figura 1 0 .9. La lluvia y la nieve que caen son interceptadas por la cobertura foliar y los tallos, almace­ nándose en ellos provisionalmente; éstas pueden perder­ se por evaporación (cambio de estado) o pueden gotear y de esta manera fluir hacia la superficie terrestre. Parte del agua temporalmente almacenada en superficies de reten· ción, depresiones sobre la superficie del suelo, puede abandonar el sistema por evaporación, o por escorrentía. A través de la infiltración, el agua se deposita en la zona del agua de infiltración y, volvemos de nuevo, puede abandonarla por evaporación, dejando el sistema. El transporte del agua mediante las raíces de las plantas, es otra forma mediante la cual se reduce la cantidad de agua almacenada. La transpiración dispone de este agua en estado de vapor. Los excedentes hídricos del suelo pue­ den infiltrarse más hacia el interior a través de la zona intermedia, penetrando en la zona del agua de saturación mediante la cual abandona el sistema a través del flujo de agua que se establece en ella. Sencillo presupuesto del agua en el suelo

"'

" "

Transpiración Ai-A.,

I (R) 1 1 1 1 1 (E) 1 1 1

En la figura 1 0 . 1 0 se expone un sencillo cálculo del presupuesto del agua en el suelo para un período de un año. Consiste en una sencilla gráfica en donde los valores medios mensuales están trazados con puntos, unidos por una suave línea. En el ejemplo, la precipitación ( P) es muy similar durante todos los meses. del año, sin un marcado ciclo anual. Por el contrario, las necesidades hídricas ( Ep) muestran un notable ciclo estacional: valo­ res bajos durante el invierno y máximos en verano. Este modelo correspondería a los climas húmedos de latitu­ des medias. A principios de año existe un gran excedente de agua (R) dispuesto como escorrentía. En mayo, las condicio­ nes varían pasando a un déficit hídrico. Es durante este mes cuando las plantas comienzan a retirar el agua alma­ cenada en el suelo. La substracción de agua (-G) está representada por la diferencia entre la curva del agua utilizada y la curva de la precipitación (-G resulta de la

Balance búirlco del suelo

Tabla 1 0.1 .

Ejemplo simplificado de un presupuesto de agua del suelo

+G

P- Er

Ecuación

-3,0 -4, 5 -4,0 -2, 5 -0,5

+2,5 +6,0 +6,0

=

+14,5

- 1 4 ,5

operación Er-P, cuando Er es mayor que P) . En la medi­ da en que continúa la extracción de agua, las plantas reducen la cantidad de líquido utilizado hasta un nivel situado por debajo de sus necesidades óptimas; por ello, sin irrigación, la curva del agua utilizada se separa com­ pletamente de la del agua necesitada. La substracción de agua continúa a lo largo del verano finalizando a media­ dos de septiembre. El área de la gráfica rotulada con "déficit hídrico"(D) representa la cantidad total de agua necesitada por irrigación para asegurar el máximo creci­ miento durante el período de escasez. Se calcula por la diferencia entre Er y Ep (D Ep - Er). Durante el mes de octubre, la precipitación excede de nuevo al agua necesitada (Ep) pero el suelo debe, antes que nada, absorber una cantidad igual a la perdida por descarga, realizada durante la época estival (-G), de este modo obtenemos un período de recarga de agua (+G) proceso que finaliza a mediados de noviembre. En di=

cm

---·-------

12

Excedente (R)

11

10

·-· · ·--·----- -cm r.-.

9

-) \

Recarga (+G)

Deficiencia de agua (D)

Ep

+ 3,0 + 10 5

1 ,0 2,0 3,5 6,0 8,5 9,5 9,0 7,0 4 ,5 3,0 1,5 1,5

+ 33,0

57,0

(Ep - Er) - D

0,0 0,0 0,0 0,0 1 ,5 3,5 4,0 2,5 0,0 0,0 0,0 00 1 1 ,5

ciembre el suelo ha alcanzado su máxima capacidad (30 cm) de modo que conseguimos de nuevo un excedente hídrico (R) que se prolongará a lo largo del invierno. Thomthwaite se preocupó de los problemas prácticos de la irrigación en los cultivos, desarrollando unos cálcu­ los del presupuesto hídrico del suelo y poder así situar la irrigación sobre una base precisa y correcta. El método que adoptó fue aplicado tardíamente por los edafólogos del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos (U.S Department of Agriculture) en la identificación de diferentes tipos de suelos asociados con los presupuestos hídricos necesarios. El agua requerida (Ep) es una canti· dad difícil de cuantificar y para ello se han desarrollado diferentes métodos para determinar su verdadero valor. En un mundo acuciado por una severa y prolongada escasez alimentaria, los conceptos de Thomthwaite y sus cálculos resultan de un elevado valor a fin de tasar los beneficios que se pueden obtener a través de un incre· mento en la irrigación. Solamente en unas pequeñas áreas de las zonas tropicales y de las latitudes medias existe una precipitación suficiente para cubrir las necesi­ dades hídricas durante la estación de crecimiento. Al contrario, la zona ecuatorial tiene un vasto excedente hídrico a lo largo de todo el año. Cálculo de un sencillo presupuesto hídrico del suelo

8

76

o

+R

+ 10,0 + 7,0 + 2,5

1 1 ,0 = 1 , 0 9,0 =2,0 6,0=3,5 3 ,0=6,0 2,5 = 7,0 2,0=6,0 2,5 = 5 ,0 4 , 0=4,5 7,0 4,5 9,0 =3 ,0 10,5 = 1 ,5 1 2,0=1 5 78,5 =4 5 , 5 78,5 =78,5

Enero Febrero Marzo Abril Mayo Junio Julio Agosto Septiembre Octubre Noviembre Diciembre Totales

E

F

M

A

M

J

J

A

s

o

N

D

Modelo de balance de agua en el suelo. Las barras están correctamente proporcionadas a las cifras de la tabla 10 . 1 .

FIGURA 10 . 1 1 .

Cálculo d4! un sencillo presupm!sto bídrlco t/4!1 sm!lo

La tabla 10 . 1 ofrece unos datos simplificados de un ejem­ plo hipotético para un presupuesto hídrico del suelo. Las columnas están ordenadas de manera que los términos que aparecen sigan la misma secuencia que en la ecua­ ción del balance hídrico. Los valores están redondeados a múltiplos de 0,5 cm para facilitar la adición y substrae· ción. La figura 1 0 . 1 1 muestra los mismos datos, pero trazados en una gráfica. Mediante unas sencillas matemáticas hemos calculado el presupuesto hídrico para cada mes individualmente y para el año en su conjunto. Calculadas de forma separada, a la derecha de la tabla encontraremos las diferencias mensuales entre Ep y Er, del que resulta un déficit hídri· co (D) de 11,5 cm para el año que es la cantidad de agua que habríamos de suministrar por irrigación en promedio durante este tiempo, a fin de mantener completamente el valor de Ep. La importancia del cálculo del presupuesto hídrico en la estimación de las necesidades para irriga·

177

D O

O

Ar..• de crandes cordlllera1

2000

1000

3000 Kilómetros

1000 millas por la

Proyección Homotosenoidal de Goode, Goode Base Map. Copyright

Univ. de Chicago, Utilizada bajo permiso

del Dep. de Geog.

Mapamundi de los requerimientos hídricos anuales (evapotranspiración potencial ) . (Datos de C.W. Thornthwaite Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.]. Basado en el mapa base de Goode.) FIGURA 1 0 . 1 2.

25

cm

1. Ecuatorial lluvioso

20

V\/

10

Total 160 cm (63 pulg)

5

Libreville, Rep. de Gabón Oº

OEFMAMJJASOND

25

cm

10. Continental

20

húmedo Pittsburgh 40%ºN

15 10 5

desértico

/:\_i (58)

Belize 17%ºN

9

pulg

7. Mediterráneo

4 Tropical

vientos alisios en el litoral

15

o

2. Monzónico y de

8

7

Los Angeles 34ºN

6

5

·4

'

3

2

J E FMAMJJASOND 8.

o .

Marítimo de costa oeste

Prince Rupert, B.C. 54ºN

9

pulg

11. Bosques boreales ' Ft. George, Oue. 54ºN

8 7

Resolute, N.W.T 75ºN

6

A: . A. . . .A

5

4 3

¡

EFMAMJJASOND •

EFMAMJJASON D '

EFMAMJJASOND

EF MAM JJAS OND ..

. .. '

' '

2

l

o

Algunos ciclos de "requerimientos de agua"anuales (evapotranspiración potencial) de una amplia diversidad de zonas latitudinales (Fuente: C .W. Thornthwaite Asociados) .

FIGURA 1 0 . 1 3.

178

Balance bídrico del suelo

!·-

r·-1ª·! Prince Rupert,

¡.,...,.--.--¡� 4d.

Belize

1.

17\12ºN

¡ ¡. ' 1

. !

l

1

1 1

' '¡ · .LL.L.1

r1 ¡.....

Total: 160 cm (63 pulg) Librevillo,

l _::_�:�.:, 1

_,li

1

--� l

Localización de cada una de las estaciones de la figura 1 0 . 1 3 . ( Basado en el mapa base de Goode. ) FIGURA 1 0.1 4.

ción d e cultivos resulta obvia. También hemos calculado el excedente anual (R 33 cm) . Esta información puede ser utilizada para realizar estimaciones de la recarga del agua de saturación y la escorrentía de las corrientes. De esta forma puede hacerse una valoración de Jos recursos potenciales de agua de una región, una variable muy importante en la planificación del desarrollo económico y utilización de los recursos regionales .

La figura 1 0.12 es un mapamundi correspondiente a los valores medios mensuales de los requerimientos hídricos ( Ep, evapotranspiración potencial) calculados mediante el método de Thornthwaite. Las isopletas se expresan en centímetros por año y generalizan mucho, además de que están suprimidas las zonas montañosas. Lo que realmente hay que tener en cuenta es el modelo general de dismi· nución, a medida que nos aproximamos a los polos, de Fp, desde unos elevados promedios en las zonas ecuato· riales y tropicales a valores muy bajos en la zona ártica. IJn segundo hecho importante de destacar lo constituye el efecto de los desiertos, que producen valores anormal­ mente altos en comparación con las áreas de clima húme­ do cuyas temperaturas son moderadas debido a la exis­ tencia de una cobertura vegetal y por la precipitación. Las figuras 10. 1 3 y 10.14 ilustran el efecto de la latitud

en el ciclo anual de las necesidades de agua. Tanto el ciclo térmico como el de insolación quedan reflejados en ellos. Cada gráfica ha sido denominada según el clima, de acuerdo con Ja clasificación expuesta en el capítulo 9. En el clima lluvioso ecuatorial (1), los requerimientos hídricos son elevados a lo largo del año con un total superior a 150 cm. Para Jos climas monzónico y de vien­ tos alisios en el litoral (2), en Ja zona tropical, existe un pronunciado ciclo anual pero también con unas elevadas necesidades de agua: casi 1 50 cm. En el clima desértico tropical (4d) el ciclo está muy desarrollado y el total de necesidades asciende hasta los 1 27 cm. En latitudes me­ dias, en Ja costa oeste, el clima mediterráneo presenta un ciclo muy bien desarrollado, si bien los valores mensua­ les de exigencias hídricas todavía permanecen elevados a lo largo de los suaves inviernos. En el clima húmedo continental (10) los meses de invierno no presentan requerimientos de agua, pero en verano poseen un eleva­ do máximo, con un valor de 75 cm. En el clima marítimo de costa oeste (8) a pesar de estar vinculado al océano Pacífico tiene unas necesidades de agua sustanciales du­ rante el invierno debido a Ja suavidad de sus temperatu­ ras. Mucho más hacia el norte, en los climas forestales boreales ( 1 1 ) el número de meses con nulos requeri­ mientos de agua es de 6, y el valor anual disminuye hasta tan sólo 40 cm. Al norte del Círculo Polar Ártico el clima de tundra ( 1 2 ) muestra nueve meses consecutivos de invierno sin necesidades de agua y con, solamente, un

Variación de los requerimientos hídricos a nivel terrestre

179

=

Variación de los requerimientos bídricos a nivel terrestre

pequeño máximo estival. La necesidad total de agua es la menor de todos los ejemplos: 20 cm. Los detalles en estos ejemplos no son importantes; tenemos que observar las tendencias que presentan. E l total d e exigencias hídricas anuales disminuye desde un máximo valor en la zona ecuatorial, hasta un mínimo en el Ártico. Al mismo tiempo, el ciclo anual deviene más marcado a medida que nos acercamos al Polo; en cuanto el frío del invierno realiza sus efectos más pronunciados, el número de meses sin necesidades de agua se incre­ menta. Naturalmente, cuando el agua del suelo está hela· da, el crecimiento de las plantas es nulo, de esta forma se puede observar que la estación de crecimiento vegetal se halla bien reflejada en las gráficas de requerimiento hí­ drico. También cabe observar que las necesidades de agua persisten, durante el invierno, en las franjas costeras occidentales (litorales) en contraste con las regiones del interior. El balance bídrico del suelo: base de una clasificación climática El balance hídrico del suelo de C .W. Thornthwaite es un método preciso y cuantitativo en cuanto a la utilización de datos de observatorio, de medias mensuales de preci­ pitación y temperatura, que sirven para obtener los re­ querimientos de agua. El balance hídrico del suelo nos ofrece la oportunidad de iniciar una clasificación climáti­ ca cuantitativa. La clasificación climática de Kóppen, tal como ya detallamos, ha tenido una gran aceptación y estimación, desde hace bastantes décadas, por los geó­ grafos, puesto que utiliza definiciones cuantitativas preci­ sas de los diferentes tipos climáticos, basadas en los promedios de temperaturas y precipitación. Pero ante ésta, una clasificación climática basada en el balance hídrico presenta ciertas ventajas. En primer lugar, el mé­ todo de Thornthwaite da una información directa de la valoración de las condiciones favorables o desfavorables para el crecimiento de las plantas -tanto si son vegeta­ ción natural o si son cultivos-. En segundo lugar el balance hídrico del suelo ha sido recientemente adopta­ do por los edafólogos en un sistema moderno de clasifi­ cación del suelo, el cual se presentará en los capítulos 22 y 23. De este modo, un balance hídrico cuantitativo para la climatología, es una necesidad. El sistema de Kóppen no puede suplir esta necesidad, de forma que no puede ser utilizado en el sistema completo de clasificación de los suelos de E E . U U . Ofrecemos aquí una clasificación climática basada en el reconocimiento de diferentes regímenes hídricos en los suelos. Todo lo que se requiere para su estableci­ miento es una gama de definiciones. La clasificación conserva las trece clases de climas reconocidos en el t apítulo anterior, basadas en regiones manantiales de masas de aire y zonas frontales. Los nombres de los trece tipos continúan siendo válidos y tan sólo se ha cambiado el esquema de referencia. El nuevo armazón de referen­ cia, de características cuantitativas, simplemente refuerza el marco descriptivo y explicativo ya establecido. Fuente de datos Una clasificación climática basada en el balance del agua en el suelo requiere de una amplia base de datos de observatorio, recogidos de forma continua y durante lar-

180

gos períodos de tiempo. Estos datos son los referentes a las temperaturas y precipitaciones medias mensuales. No­ sotros haremos uso de la información publicada sobre balance hídrico en los diferentes continentes, preparada por el Laboratorio de Climatología de Centerton (Nueva Jersey) que estaba antiguamente regido por el Dr. Thornthwaite. Sobre un período de trece años, el perso­ nal de dicho laboratorio realizó un cómputo del balance hídrico de más de 13 .000 estaciones. La información de observatorios representativos ha sido publicada en una serie de 8 volúmenes que cubre todas las áreas terrestres del mundo habitado. Esta información fue utilizada en la confección de los mapamundis climáticos de la Lámina C 2 . Los datos de Thornthwaite han sido utilizados por el Servicio de Conservación del Suelo del Departamento de Agricultura de los E E . U U . , como base para un reconoci­ miento de los distintos regímenes hídricos asociados con la mayor parte de los tipos de suelos (capítulos 22 y 23) .

Las necesidades de agua como un indicador del calor disponible Nuestros tres grandes grupos climáticos -I bajas latitudes, II latitudes medias y I I I altas latitudes- pueden configu­ rarse como una base cuantitativa utilizando el concepto de requerimiento hídrico total anual, Ep. De forma gene­ ral, el valor que tiene Ep se va matizando desde unas altas tasas, en las bajas latitudes, hasta unos mínimos en las zonas árticas. Esta gradación refleja la disminución de la radiación anual neta y de las temperaturas medias anua­ les, a medida que nos aproximamos a los polos. Los climas de bajas latitudes, Grupo I, corresponden a aquellos climas con un total anual de Ep mayor de 130 cm. Este criterio se aplica rigurosamente a los climas secos tropicales (4) y a los climas tropicales secos y húmedos (3) ; pero Ep puede ser algo inferior (mínimo 110 cm) en alguna parte del clima ecuatorial lluvioso ( 1 ) , así como en el monzónico y de vientos alisios en el litoral (2) . E n nuestro mapamundi climático, Lámina C 2 , los límites hacia e l polo d e los climas 3 y 4 están basados en la isopleta de 130 cm de Ep. Ello es particularmente importante en el momento de poder discernir el clima seco tropical (4) del clima seco subtropical (5) del norte de África, Norteamérica, Australia, Sudamérica y Sudáfrica. Los climas de latitudes medias, Grupo I I , son aquellos que presentan una evapotranspiración total anual que oscila entre 130 cm y un valor mínimo de 52,5 cm. De esta manera, el límite septentrional de los climas de este grupo sigue la isopleta 52,5 cm de Ep. Esto lo hallamos tanto en Norteamérica como en Eurasia separando el clima húmedo continental (10) del clima de bosques boreales; más hacia el sur hallaríamos bosques de hoja caduca y las praderas de los climas más cálidos. Los climas de altas latitudes, Grupo I I I , presentan un total de necesidades hídricas anuales, Ep, menor de 52,5 cm. Este valor incluye el clima de bosques boreales ( 1 1) , e l clima de tundra (12) y el clima de casquete glacial ( 1 3) . De este modo, el límite entre el primero y el segundo (11 y 12) corresponde a la isopleta 35 cm. Es la línea que marca el límite septentrional de los bosques boreales en Norteamérica y Eurasia. La figura 1 0 .15 es un esquema en donde se indican los límites de los tres grandes grupos climáticos en términos de necesidades de agua anual, Ep. La componente hori-

Balance bídrlco del suelo

E

lO

(.)



Cl

Climas secos

Climas húmedos Total anual -

h

t:-':

_l1__1 _l _. p ...,

10 sh

10 h

=---- -52, 5 10 p

8 sh

8h

8p

6h

6p

:� -..... h h -+::

--1--- -�+-i.---�----1--·--t ll"---

n s

9d

o (ij



·¡v ,CD "'

.::;

o u ::>

:!E

5d

4d

9 sd

9s

5 sd

4 sd

Grupo 11 Climas de latitudes medias

}

4s

zontal, abscisas, expresa la disponibilidad de calor por parte de las plantas en la biosfera. El segundo ingredien­ te climático, disponibilidad de agua en el suelo, está expresado mediante columnas verticales y corresponde a los conceptos de escasez de agua, déficit ( D ) , reserva de agua (S), y excedentes hídricos (R) . Volveremos próxi­ mamente a las definiciones de tipos climáticos en térmi­ nos de disponibilidad de agua en el suelo.

}

Grupo 111 Climas de altas latitudes

Grupo 1 Climas de bajas latitudes

Diagrama esquemático de los climas del mundo en función de las necesidades hídricas, y el grado de humedad y sequedad.

FIGURA 1 0.1 5.

Los límites entre cada uno de los tres subtipos están definidos en el mapa climático mundial, Lámina C . 2 , de acuerdo con estas definiciones. Las áreas que entran en cada subtipo están designadas por un color diferente que varía desde el marrón claro al amarillo pálido. Dentro de la categoría de los climas secos entran tres tipos, que están representados en el mapa con los números 4, 5 y 9.

Definición de climas secos y húmedos Un paso esencial, en cuanto a nomenclatura, a establecer en una clasificación climática basada en el balance hídri­ co consiste en la distinción precisa entre un clima seco y otro húmedo. Un clima seco es aquel en el que la escasez de agua total anual, D, es de 1 5 cm o mayor, al mismo tiempo que no existen excedentes del elemento líquido. Un clima húmedo es aquel en el que el déficit total anual de agua, D, es menor de 15 cm. (No es necesario que existan excedentes de agua en este tipo de climas.) Am­ bas definiciones nos permiten trazar los límites entre ambos climas pudiendo observar, luego, que la isopleta 15 cm, D, coincide en las latitudes medias con los límites entre la estepa (praderas de hierba baja) y las praderas de hierbas altas.

Dentro de los climas secos podemos definir con clarivi­ dencia tres grados de sequedad (aridez) según los valo­ res mensuales de aprovisionamiento de agua. Recorde­ mos que el sistema de Thornthwaite de cálculo del presupuesto de agua, adopta un valor específico de capa­ cidad de retención (30 cm) . Los valores de las reservas de agua (S) pueden oscilar, entonces, emre los O y los 30 cm. Los valores de S son nulos, o próximos a cero, a lo largo del año en lugares de desiertos muy secos. En climas muy húmedos, S suele tener un valor de 30 cm o próximo a él, todos los meses del año. La tabla 1 0 . 2 define los tres niveles de aridez entre los climas secos que forman los tres subtipos climáticos ex­ plicados en el capítulo 9.

Tabla 1 0.2.

Símbolo

Definición de los subtipos climáticos Nombre

s

Subtipo semiárido (Subtipo de estepa)

sd

Subtipo semidesértico

d

Subtipo desértico

sh

Subtipo subhúmedo

h

Subtipo húmedo

p

Subtipo perhúmedo

Definición La reserva de agua, S, es por lo menos, equivalente o supera los 6 cm Menos de dos meses superan los 6 cm de reservas de agua, pero al menos un mes, S es mayor de 2 cm No tenemos ningún mes que S supere los 2 cm La deficiencia de agua, D, es mayor que cero, pero menor de 15 cm, cuando no existe excedente de agua, R. O dicho de . otra forma, D es mayor q u e R , cuando R n o e s cero R es 1 mm o mayor, pero menor de 60 cm ( R es siempre mayor que D) R es mayor o igual a 60 cm

·

Subdivisiones de los climas húmedos

Subdivisiones de los climas húmedos E l grado de humedad de estos climas puede extenderse en una amplia gama de posibilidades, desde los climas sin excedente hídrico, R, hasta los que presentan un gran exceso. Nuestro sistema utiliza tres niveles de humedad

181

basados en el excedente hídrico total a lo largo del año, R , y que están claramente definidos por los tres subtipos climáticos ya descritos en el capítu lo 9. Las características de cada uno de ellos están indicadas en la tabla 1 0 . 2 . Los límites d e separación d e cada u n o d e Jos tres subtipos se muestran en el mapa climático de Ja Lámina C.2, mediante Ja asignación de una diferente intensidad en el color, que oscila entre el claro y el oscuro. Obser­ vad que estos subtipos están reconocidos solamente para los climas húmedos de latitudes medias y altas latitudes. El diagrama de Ja figura 1 O . 1 5 muestra Jos subtipos climáticos de los climas secos y húmedos ordenados desde el que presenta un mayor déficit de agua (izquier­ da) hasta el que tiene mayor excedente de este elemento (derecha).

Climas con estaciones muy húmedas Dos de los trece tipos climáticos no pueden incluirse dentro de las definiciones que hemos ofrecido de hume· dad o sequedad. Sin embargo, ambos poseen unos perío­ dos estacionales muy húmedos que alternan con otros muy secos cuyo resultado es, o bien, unos sustanciosos excedentes de agua, R , o al revés, unas enormes deficien­ cias en cuanto a este fluido, D. En el grupo de las bajas latitudes, el clima tropical seco y húmedo (3), tiene un D mayor de 20 cm y un R mayor de 10 cm. Dentro del subtipo húmedo, el clima mediterráneo (7) presenta un D y un R que excede en ambos casos Jos 1 5 cm. En e l diagrama d e J a figura 1 0 . 1 5, estos dos climas secos y húmedos (3 y 7) alternan entre los dos extremos, secos y húmedos.

CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA A PARTIR DE LOS PRESUPUESTOS HÍDRICOS* DEL SUELO GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

l. Clima ecuatorial lluvioso

' ··1

Este clima cálido y húmedo se ubica en la zona ecuatorial . La precipitación, P, es muy elevada a lo largo del año, excedien· do, en casi todos los meses, las necesidades hídricas, Ep. E l 35 \Promedio :27 º C (80,5 º F) ºC f'\mplitud : 1,4 Cº (2,5 FºJ 30 . . . -25 40

20 · 15 ·-·-·· ·····L.- .. E F M A-M •. 35 -- •. - �· ·

..





A



O

90

,_�_j •

¡ ___;__

S

100

'

N

.

ºF ao

¡

:�

D

r 13 30 30 30 30 30 30 30 30 1 pulg. Clima ecuatorial lluvioso (1) ¡· 12 Singapur, Península Malaya Totales anuales ·11 17,¡ºN, 104ºE 241 p Ep 172 10 Er 1 72 D o · 9 R 69

S (cm) 30 30 30 30

cm

8

.. 7

6

_¡_· :

10

¡-¡

5

i

�-

o

F

.. �---·---'--....:.· -'---'--J

············-----�-···

1 o

A M J J A S O N D FIGURA 10. 16. Presupuesto hídrico del suelo para Singapur, Península Malaya, lat. 1° 30' N. (Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J.)

182

M

·-

3

2

resultado de ello es un sustancioso excedente, período anual. La reserva, S, suele ser elevada en to y generalmente sobrepasa los 25 cm en diez Para muchos observatorios, S tiene un promedio largo del año.

R , durante el todo momen­ meses o más. de 30 cm a Jo

Ejemplo: Singapur ( Península Malaya ) , lat. l º 30' N (figura 1 0 . 1 6 ) . La precipitación, P, es abundante cada mes, siendo la menor cantidad recogida de 15 cm, y la mayor 29 cm. E l total anual registrado es, por ende, muy elevado: 240 cm. En lo que hace referencia a Ep, presenta unos valores mensuales eleva­ dos pero uniformes, calcu lándose valores que oscilan entre 1 3 y 1 5 c m . El total anual d e evapotranspiración potencial e s muy elevado: 1 72 cm. P es mayor que Ep en casi todos los meses, pues julio escapa a la regla. De este modo tenemos 1 1 meses con excedente hídrico, R, con un total anual de 70 cm. No hay escasez o déficit, D, en ningún mes; más aún, las reserva·s ·de agua están en óptimas condiciones, 30 cm, cada mes. Resulta obvio que se den buenas condiciones para el crecimiento de las plantas a lo largo del año en esta localidad. La pluviisi lva es la vegetación natural de estas regiones. El flujo de los lechos de los ríos es abundante durante el período anual. 2. Climas monzónicos y de vientos alisios en el lito..ral

Son climas cálidos y muy húmedos pero que presentan su máxima pluviosidad durante una estación (generalmente cuando el sol está en su posición más elevada) , y un corto período de reducida precipitación (cuando el sol está bajo ) . Este ciclo está representado por e l sistema monzónico del sudeste de Asia. Durante la corta estación seca se desarrolla un pequeño déficit hídrico, D . Las necesidades de agua, Ep, exceden los 4 cm cada mes, o lo que es igual, el total anual de este concepto supera los 1 3 0 cm. Durante los meses lluviosos se genera un amplio excedente hídrico, R. La reserva de agua, S, es mayor de 20 cm en 6 o 9 meses consecutivos. Ejemplo: Aparri (isla de Luzón, en el archipiélago de las Filipinas ) , lat. 1 8º N (figura 1 0 . 1 7 ) . Esta estación litoral afecta­ da por los vientos alisios muestra un importante ciclo de precipitación anual, con un máximo que se presenta en el período en el que el sol está en su cenit y que constituye Ja estación húmeda de este clima. P es mayor de 25 cm durante • Las definiciones

y

límites climáticos están resumidos en el Apéndice l .

Balance bídrico del suelo

4o r-35 · ·c 1 30 !

...

25 L . i

.. ·-·-· " ---�.

�- 1

-4

Promedio 27°C (80ºF) Amplitud 5,5Cº (lOFº)

20 • i

15 1

lO L '

E

40 'r--· · .

35 , cm

30

25

F

M

A

M

A

s

o

N

Clima monÍÓnico y .de vientos . alisios en el litoral Aparri, l . Luzón, F 18Y,ºN, 12 1Y,ºE

S (cm) 30 30 25 18 16 16

Totales p Ep Er D R

i ¡ ·!

90 ºF 80 . 70

.¡ ' 60 . J 50

1 .t 30 D

¡

20 27

100

15 14 pulg.

l 13

anuales 225 153 148 5 85 Precipitación -...

'

12

¡ 11 t·

30

t

Promedio 26,5º C (79,5º F) Amplitud 14,7 Cº (26,5 Fº)

-

15 10

E F M A M 40 r¡ ¡-¡ ' Totales anuales 134 p Ep 152 35 Er 109 43 D cm 25 R

J

A

1 l

30

100 - 90 ºF -- 80

Clima tropical seco y húmedo

25 . 20



- -rv------ ---���--

s (cm) 1 7 14 9

70 " 60 s

o

N

15 Raipur, India 2 1 ºN, 82ºE

14 pulg 13 12

5

30 24 20 19

3

6

15

-

6

20

1

·-

4

-3

..

D

- 5 ---- 4

10

3

E

F

M

A

M

A

s

o

N

D

3

2

5

o

o

Presupuesto del agua del suelo para Iparri, isla de Luzón, Archipiélago de las Filipinas, lat. 18º N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) .

10

-9

5

o

11

--- 7

8

5

50

D

7

9

15

·c

,-¡

35 '

'l

10

20 ·

l

4

2

E

F

M

A

M

A

s

o

N

D

·o

Presupuesto hídrico para Raypur, Madhya Pradesh ( India), lat. 21° N. (Datos procedentes de X.W. Thorntwaite y Asociados Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J . )

FIGURA 10.17.

FIGURA 10. 1 8.

tres meses consecutivos. E n e l período q u e el s o l está bajo, cuando el ZCIT se halla en el hemisferio Sur, se desarrolla un período con menor pluviosidad, P es en este período menor de 1 0 cm durante tres meses consecutivos. El ciclo anual en cuanto exigencias de agua, Ep, es muy pronunciado, con unos máximos valores que se presentan entre mayo y agosto, perío· do sin un máximo de precipitación, y que desarrollará en consecuencia un corto tiempo con déficit de agua que sucede­ rá en mayo, junio y julio. Cuando P supera Ep se inicia u n período d e recarga q u e durará hasta septiembre, momento que volvemos a encontrar un excedente. El total de R es muy elevado : 85 cm. La reserva hídrica, S , es de 30 cm en seis meses consecutivos (de septiembre a febrero) . Los menores valores mensuales de S, cerca de 16 cm, los hallamos en mayo y junio, es decir, el breve momento con escasez de agua. De este modo, a pesar de una corta estación seca, el agua es suficiente para mantener el crecimiento de la vegetación. La selva progresa en este ambiente y los cursos de agua adquie­ ren caudales de inundación en l a estación húmeda, mientras que en la estación seca disminuyen enormemente.

estac10n m u y seca. L a estación húmeda, o monzón d e las lluvias, sucede en el período que el sol está en lo alto; el período de sequedad ocurre cuando el sol está bajo. Las necesidades hídricas, Ep, exceden los 4 cm cada mes, lo que resulta un total anual de 1 30 cm. Existe un importante exce­ dente de agua, R, que se da durante la estación lluviosa; del mismo modo, tenemos una importante escasez de agua, D, durante la estación seca. R es 10 cm o mayor; D es 20 cm o más. La reserva de agua supera los 20 cm en cinco meses o me­ nos.

3. Clima tropical seco y húmedo

Este clima de la zona ecuatorial está caracterizado por l a existencia d e u n a estación muy húmeda q u e alterna c o n u n a

Climas con estaciones muy húmedas

Ejemplo: Raipur, Madhya Pradesh ( I ndia), lat. 2 1 º N (figura 1 0 . 1 8) . Dominada por el sistema monzónico asiático, Raipur muestra una estación muy húmeda cuando el sol llega a su cenit, con un va'!or P superior a 20 cm en cuatro meses consecutivos (de junio a septiembre) que suman todos ellos juntos 1 1 7 cm, es decir, un 87 % de la lluvia total anual. Durante la larga y fría estación seca, que dura siete meses seguidos, P es menor de 3 cm; el ciclo anual de requerimien­ tos hídricos, Ep, está fuertemente desarrollado, con un total anual muy elevado ( 1 52 cm) . Debido a que estos valores de Ep, en el mismo instante que P también es bajo (en marzo, abril y mayo) se acumula un gran déficit hídrico D (43 cm) . Este período de escasez coincide además con la estación calurosa. La recarga, + G, se l leva a cabo en junio y julio de

183

forma que en agosto contamos ya con un excedente de agua, R. Sin embargo, R en su total anual sólo suma 25 cm, un valor que es la mitad del valor D. Esta proporción entre D y R (cerca de 2 a 1 ) es normal en este tipo de clima. La reserva de agua, S, es mayor de 20 cm durante cinco meses consecutivos (de julio a noviembre) consiguiendo 30 cm (capacidad de campo) en agosto y septiembre. E l período con valores elevados de S es la estación con mayor crecimiento de la vegetación. El largo período de sequía obliga a la vegetación a adaptarse a niveles de agua muy bajos en el suelo. Las hierbas, árboles de hoja caduca y ciertos arbustos pueden sobrevivir a las condiciones extremas de este clima. El flujo de los cursos fluviales es importante �urante la estación húmeda, con ca�os de inunda· ciones o de grandes avenidas, pero durante la estación seca las corrientes pueden llegar a secarse o reducir en gran medida su caudal.

40 ·c 35 30

�·-� _

'

.,...-,-¡-�

- -���

80

25 20

.__ � .... .. � -'� � -'� � � � � ...... . ��-

4. Clima seco tropical

Ejemplo: Khartoum (Sudán), lat. 1 5' 30' N (figura 1 0 . 19) . Khartoum está situada en el corazón de una inmensa área de clima desértico tropical (4d) que se extiende por el norte 40

35 ·e 30

100

25 cm

90 ºF 80

Promedio 29,5ºC (85ºF) Amplitud !O Cº (18Fº)

25 E

M

A

S (cm) o o o

o

F

20

M

o

o

o

70

A

s

o

N

D

o

o

o

o

o

Clima tropical seco, desértico (4d) Khartoum, Sudan 15)SºN, 33)SºE

60

9 pulg

8 7

15

6

D

Necesidades

Déficit

5 4

10

3 2

Precipitación, P y uso real de agua, Er

E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

o

Presupuesto hídrico para Khartoum (Sudán) lat. 15' 30' N . ( Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .J . ) . FIGURA 10. 1 9.

184

70 60

-6

Es un clima seLo que térmicamente oscila entre cálido y caluroso, y que se halla ampliamente extendido en la zona tropical . Las extensas áreas de verdadero desierto (4d) locali­ zados sobre los trópicos de Cáncer y de Capricornio están bordeadas en el costado ecuatorial por unas estrechas fajas paralelas de los subtipos climáticos semi desértico ( 4sd) y semiárido (estepa, 4s) . Los requerimientos hídricos anuales, Ep, superan los 1 3 0 cm, o bien, todos los meses superan los 4 cm, o ambas cosas a la vez. Extensas zonas del norte de África, entre las latitudes 10 y 20' N, tienen un total de Ep que se sitúa entre 160 y 1 80 cm, con valores mensuales a lo largo del año superiores a 10 cm. Se reconoce un subtipo desértico especial (4dw) sobre una estrecha faja de las costas occidenta­ les que tienen influencia de una capa de aire fresca marina.

20 15

100 ºF 90

Clir:na tropical se�o. ¡ semiárido (4s) Fort Lamy, Chad 12° N, 15 ºE

-5 4

5

E

F

M

A

M

O

N

D

Presupuesto hídrico para Fon Lamy (Chad) lat. 1 2' N. (Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 1 0.20.

de África y la Península Arábiga. El total anual de necesidades de agua, Ep, es muy elevado situándose en los 1 83 cm, al mismo tiempo que presenta un ciclo muy desarrollado, con unos valores mensuales que superan los 7 cm. Los meses que superan los 15 cm de este concepto son siete, todos ellos consecutivos, que coinciden con el período con temperaturas más elevadas. La precipitación P, muestra un claro máximo en julio y agosto con más de 6 cm para cada uno de ellos. Sin embargo, el total anual de P es de tan sólo 1 8 cm. Obsérvese que el agua utilizada, Er, es idéntica a P en cada mes. También cada mes muestra un sustancioso valor de déficit hídrico, D . El total anual de D es muy e levado: 165 cm. La reserva de agua, S, es cero a lo largo del año. Pocas plantas pueden sobrevivir a estas extremas condiciones de sequedad y calor, a excepción de aquellas que están adaptadas para aprovechar, a partir de las l l uvias de julio y agosto, el agua de las capas superiores escasamente humedecidas. Ejemplo: Fort Lamy ( C had), lat. 1 2º N (figura 1 0 .20) . Fort Lamy se sitúa en una estrecha franja de estepa tropical (4s), subtipo climático que atraviesa el norte de África de oeste a este; yace en Ja zona inmediatamente próxima al cinturón de clima tropical seco y húmedo ( 3 ) . El total de precipitación anual, P, es de 62 cm que se recoge, J a mayor parte, en la corta estación lluviosa que tiene su máximo en agosto y cuya media mensual es de 25 cm. El total de requerimientos de agua es muy elevado ( 1 75 cm) y muestra u n ciclo anual similar a l de Khartoum, con una clara disminución en e l mes de agosto que coincide con e l breve período de lluvias. Debido a que duran­ te el citado mes " P" supera a "Ep" con un margen bastante considerable, se recarga el agua del suelo, + G, que alcanza durante este mes una proporción de 1 1 cm, aproximadamente. El resto del año se observa una pequeña extracción mensual

Balance búlrlco del suelo

40 ºC 35 ;Promedio22º C (72º F) 30

100 ºF 90

: Amplitud 22 C' (40 F')

25

80

20

70 60

15 10 ' 5

o

25 cm

E

F

Clima seco subtropical, desértico (5d) Parker, Ariz. 34º N, 1 14º W

M

A

M

S (cm) 1,8 1,8 1,6

1,3

o,9

A

S

O

0,2

0,1

o.o

50 40 N

D pulg

o,5

o,3

o,o o,6

Totales anuales p 13 Ep 1 14 Er 13 D 101 R O

20

15

9 8 7

6. Clima subtropical húmedo

5

C l ima húmedo caracterizado por un moderado excedente hí­ drico, R, y u n pequeño déficit estacional , D . E l ciclo anual de E p es marcadamente estacional con valores netos bajos en invierno. Ep es i nferior a 4 cm en, al menos, un mes y en todos los meses tiene un valor de por lo menos 0,8 cm. De esta forma en el mes más frío la media térmica no está por debajo de los O' C. En el subtipo subhúmedo (6sh) D es mayor que cero pero menor de 15 cm cuando R es cero. Digámoslo de otra manera, D es mayor que R , cuando R no es cero. En el subtipo húmedo (6h ) , R es mayor que cero, pero no superior a 60 cm, siempre que R es mayor que D. En el subtipo perhúme­ do (6p ) , R es mayor de 60 cm.

f- 6

Necesidades d e agua Ep

4

10

3 2 E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

o

Presupuesto hídrico del suelo para Parker (Arizona) , lat. 34' N. ( Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 10.2 1 .

d e las reservas hídricas d e l suelo. E l déficit d e agua, D , es elevado en la mayoría de los meses con un importe total anual de 1 1 3 cm. No se crea u n excedente hídrico R. La reserva de agua, S, supera los 6 cm en dos meses seguidos (agosto y septiembre) . Este criterio establece este subtipo climático como semiárido o de estepa ( 4s) . E n las praderas de la sabana tropical, la vegetación natural de este clima puede sostener un pastoreo limitado y algún cultivo de cereal sin regadío. De año a año, las variaciones en cuanto a l a precipitación son grandes por lo que la ocupación humana es arriesgada.

GRUPO U: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

5- Clima seco subtropical

Este clima corresponde a un tipo seco de transición entre el clima seco tropical ( 4 ) y el clima seco de latitudes medias (9) . Ocupa una franja geográfica intermedia entre ambos climas. Las necesidades de agua, Ep, del mes más fresco es m'enor de 4 cm, pero superior a 0,7 cm. E l total anual de este término es menor de 1 30 cm. Se reconocen dentro de este clima los subtipos semiárido (5s) , semidesértico (5sd) y desértico (5d ) . Ejemplo: Parker (Arizona) , lat. 34º N (figura 1 0 . 2 1 ) . Locali­ zado en el río Colorado, Parker se ubica en e l subtipo desérti­ co (5d) del clima seco subtropical. Existen ciertas diferencias características entre este clima y el desértico tropical ( 4d) i lustrado por la gráfica de Khartoum (figura 1 0 . 1 9) . E l total anual de necesidades de agua, Ep, es de 1 1 4 cm, mucho menor que en Khartoum y bastante por debajo del límite de 130 cm que separa ambos climas. E l ciclo anual de Ep está

Climas con estaciones muy húmedas

marcadamente desarrollado con un notable máximo estival. E n la estación fría, Ep disminuye mensualmente a sus valores mínimos ( 1 cm) sobre todo en diciembre y enero -mucho más bajos que en los climas secos tropicales-. La precipita­ ción, P, con u n total de 13 cm muestra dos máximos caracterís­ ticos: 1 ) máximo en la estación fría cuando las borrascas de latitudes medias atraviesan la región; y 2) un máximo estival, cuando las masas de aire marítimo tropical que penetran des­ de el Golfo de México, o el de California provocan tormentas. P supera a Ep por un pequeño margen en diciembre y enero, permitiendo que haya una pequeña cantidad de recarga ( +G) . Este agua es utilizada en poca cantidad mensual el resto del año. El déficit hídrico, D , es muy elevado, no permitiendo la existencia de excedente alguno, R . Tal como es menester en el subtipo desértico, la reserva de agua S no excede los 2 cm en cada mes.

Ejemplo: Bacon Rouge ( Louisiana) , lat. 30' N ( figura 10.2 2 ) . L a precipitación P e s copiosa en todos los meses, pero con un 35 ·e 30

' -

1

90 80

25 20

70

15

60

Prom edio Amp litud

1 0 . ·5 -'

º-

E F 25 ,- ¡ cm

1

M

L._ •

_.__ _ _

!

A

M

30

30

ZO'C ( 67 5 ' F J 1 6 C ' (29 F'J

50

A

S

o

N

D

22

20

20

26

30

40

pulg

S (cmJ 30

20 '

30

30

26

25

9 8

Totales anuales Clima subtropical húmedo, humedo (6h) p Ep E r o R

15 -

'F

143 106 104 2 39

30\;' N . 9 l ' W

7 6 5 4

10

o

N ecesidades d e agua

E

J_J

lp

__ -' -J___ __j___t_�F M A M J J A

_

S

O

N

-J

D

-'-

-o

Presupuesto hídrico del suelo para Bacon Rouge (Louisiana) , lat. 30' 30' N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J.) . FIGURA 10.22.

185

mínimo a finales de verano y en otoño. Hay un pequeño max1mo de precipitación estival. De otra parte, los valores mensuales de P son muy uniformes, situándose en un valor de 12 cm; al mismo tiempo el total anual es e levado: 1 4 3 cm. E n cuanto a l a s necesidades d e agua, Ep, tenemos un fuerte ciclo, con meses de verano con valores que superan los 1 6 cm y valores de invierno situados en los 2 cm. Puesto que los meses invernales presentan temperaturas superiores al punto de con­ gelación, el crecimiento de las plantas, algunas, puede conti· nuar a lo largo del suave i nvierno con una activa transpiración. La extracción del agua almacenada ( -G) sucede en cuam ' meses de verano, pero el déficit, D, es pequeño para cada uno de ellos, con un total anual de 2 cm. E n contraste los excede1.­ tes hídricos, R , son elevados (39 cm) . De este modo e l clima de esta localidad se clasifica como de subtipo húmedo (6h ) . Los cursos d e agua son caudalosos y continuos a l o l argo del año. E l bosque constituye la formación natural de este tipo de climas.

·1- �� -

15

� �--��-��:�"-�_,___..._L_;___l�

10

cm

z

-

o

15

·-

E

Promedio l. d

F

M

A

M

1 7 º C \60º F) 8 C º ( l 5 Fº )

A

O

N

60

I__ 50

f

S

70

D

40

r�<� �� 7�i-:T:T�7�·r:-t��g1 1s

atales anuales

.....

P Eo

38 84 38 46

-6

Clima mediterráneo, semiárido Los Angeles, Cal>f. 34º N. l 18º W

-5

o

-4 3

7. Clima mediterráneo Clima de tipo subtropical distinguido por la alternancia ele unos veranos muy secos con unos i nviernos suaves y l l uviosos. Los requerimientos hídricos, Ep, es de 0,8 centímetros o más en cada mes, diferenciándolo entre el clima mediterráneo y otros más fríos (9 y 1 0 ) que lo bordean en su costado interior. El aspecto seco del clima de este tipo viene configurado por el déficit hídrico, D , siempre superior a 15 cm. Los excedentes de agua pueden llegar a ser nulos (en los subtipos semiárido y semidesértico ) . Un hecho típico de este clima es la gran oscilación en cuanto a reservas de agua, S. Para todos los subtipos, el índice' de reserva es del 75 % o más. Se recono­ cen los siguientes subtipos: 7 sd,

semidesértico:

7 s, semiárido (estepa ) : 7 sr, subhúmedo:

7 h,

húmedo:

La reserva de agua, S , excede los 6 cm en menos de dos meses; S " supera los 2 cm en, al menos, un mes. S es de 6 cm o más, en dos meses o más. El excedente hídrico, R, oscila entre O y 1 5 cm; de esta forma D es mayor que R . R supera los 1 5 cm.

Tanto los subtipos semidesértico (7sd) y semiárido (7s) son dos cli mas verdaderamente secos, no incluyéndose entre ellos el subtipo desértico. De los climas desérticos adyacentes que presentan una precipitación invernal, la máxima se halla en los climas secos subtropicales (5d) o el clima seco de latitudes medias (9d) . E l ciclo de precipitación mediterráneo se extiende entre los climas marítimos de costa oeste (8) , en los cuales D es siempre menor de 15 cm. y

• E l índice d e reserva, en tanto p o r ciento, se calcula a partir de J o s valores

máximos

siguiente manera:

mínimos mensuales de ax_ ; n_ _ _ X s_ m_ _ s_ m_

_ _ _

sm ax

reserva

hídrica de

Ja

100

es a partir de los valores mensuales de P y Er. Para julio (en el hemisferio Norte), y para enero (en el hemisferio Sur) la proporción

Un método alternativo para Ja identificación del clima mediterráneo

entre P

y

Er calculada en tanto por ciento, se realiza tal como a

continuación se indica:

P _ _ _ X _ Er

100

Las estaciones con valores por debajo del

40 %

corresponden a u n

clima mediterráneo. Para casi todas l a s estaciones, ambos métodos coinciden.

186

·-

�IGURA

N

D

1 o

1 0.2 3. Presupuesto hídrico del suelo para Los Angeles (California), lat. 34' N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .].) .

Ejemplo: Los Ángeles (California) , lat. 34' N ( figura 1 0 . 2 3 ) . L a ciudad d e Los Ángeles s e halla situada en u n a región con un clima mediterráneo de subtipo semiárido (7s) , el cual domina toda la costa de California, desde Monterey hasta Oceanside. El ciclo de precipitación mediterránea, con su largo y seco verano, es un hecho que contrasta notablemente con el ciclo de las necesidades de agua anuales. Así el máximo estival de Ep coincide con la estación donde apenas hay precipitación, acentuándose enormemente el déficit hídrico, D. La substracción de agua almacenada, - G , comienza a principios de abril , bastante temprano y finaliza en diciembre. E l amplio déficit acumulado en este período suma una cantidad de 46 cr:: La recarga de agua, +G, comienza en diciembre y continúa a lo largo del invierno, pero sin generar excedentP alguno, R. La vegetación natural, la mayoría herbáceas y arbustos y árboles con hojas endurecidas, es­ tán adaptados a un largo período estival seco. En muchos par­ ques y jardines son necesarias grandes aportaciones de agua a fin de mantener el césped y los cultivos de jardinería verdes. Ejemplo: Perth, situado en el oeste de Australia, lat. 32' S (figura 1 0 . 2 4 ) . Esta ciudad costera representa el subtipo húmedo (7h) del clima mediterráneo. (Obsérvese que en la gráfica el eje de abscisas comienza en julio.) El excedente hídrico, R, es elevado (28 cm) . El déficit- hídrico también lo es: 27 cm. El resultado de ello podría ser un verdadero clima seco y húmedo -el equivalente subtropical del clima tropical seco y húmedo (3) del cual está muy distanciado en cuanto a la latitud-. Comparada con la gráfica correspondiente a Los Ángeles, que es de subtipo semiárido ( 7s) , Perth posee una precipitación i nvernal mucho más elevada que en e l anterior, siendo e l total de P anual el doble que el total de Los Ángeles. P e r t h p r e s e n t a t a m b i é n u n a p e q u e ñ a c a n t i dad de precipitación durante la temporada veraniega, mientras que en e l mismo período, en Los Ángeles se registran valores casi nulos. Perth, por otro lado, posee un amplio excedente hídrico, R, mientras que la ciudad californiana no. El clima

Balance bídrlco del suelo

30 r--,--r--r--r-.--,,----,..-....,--.,..--,.---. ·e 25 romediol8º e (64º F) 2 Amplitud ! O Cº(l8,5 Fº) 0

�E

10

20

cm

15

Clima mediterráneo, húmedo

30

70

60

25 ·e 20

sl(cm 30

F

1

M

A

6

5

)r:--¡--r- r11-r-·...--...,.-....,_ . 9pulg

·

p

30

30

24

16

11

8

29

13

Totales anuales 91 p Ep 89 Er 62



8

10 1

-

ºF

� j[----.�-======-=.---------�

20

cm

Punto de congelación

E

F

M

A

j 30 30 30 30 l Totales anuales

1

·-

p

Ep Er D R

M

J

J

A

S

O

N

D

30

26

24

22

23

29

30

30

· ·-r-· · ··-�·-r·

r···�(cm)"r

10

10

70

Promediol3º C (50,5º F) Amplitud 10 C º ( l8 Fº)

5

15

��

T

15

Perth, oeste de Australia, 32 ºS, 1 1 6 º E

_j_-�-��i _l E A S O N D J



ºF 80

105 63 62 1 42

60 40

50

30 7

pulg

Clima marítimo de costa oeste (8 h) Cork, Irlanda 52 º N . 8 ºW

6

5

4

3 2

5

5 o ...._,_._.:--'-:::--'-::--:-:-'-= -'"-'--=-'-='-1-:-,_....,. ...i. '-="' .. ,._ ., .,..._ ... o A S O Invierno

Verano

Presupuesto hídrico del suelo para Perth (oeste de Australia), lat. 32º S. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J . ) .

E

F

M

A

M

o

Presupuesto hídrico del suelo para Cork (Irlanda) , lat. 52º N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Cli matología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 10.25.

FIGURA 10.24.

·

húmedo de la localidad de estudio permite, además, mantener un bosque de hoja perenne compuesto por una amplia gama de especies de eucaliptus. 8. Clima marítimo de costa oeste

Clima fresco y húmedo con un excedente de agua, R, que puede oscilar desde una pequeña cantidad, a una muy elevada. El déficit hídrico, D, varía desde moderada, a muy p e q u e ñ a e i n c l u s o a u s e n c i a t o t a l d e e s c as e z . L o s requerimientos hídricos anuales, Ep, s o n menores d e 80 cm debido básicamente a que los veranos son excepcionalmente frescos en estas elevadas latitudes medias. Mensualmente el valor de Ep es de 0,8 cm o mayor en cada mes, así no se halla ni un mes con temperaturas medias inferiores a Oº C . Ejemplo: Cork ( I rlanda ) , lat. 52º N (figura 1 0 . 2 5 ) . Localizada en la costa sur de Irlanda y expuesta a los vientos del oeste del norte del Atlántico, Cork ejemplifica el subtipo húmedo (8h) del clima marítimo de costa oeste. La precipitación, P, muestra un contrastado ciclo anual, con u n máximo en invierno y un mínimo en verano, reflejando así la persistencia del clima mediterráneo a medida que nos acercamos al Polo . P es abundante en todos los meses y s u total anual es elevado: 105 cm. E l requerimiento hídrico también refleja u n marcado contraste en su ciclo anual, pero en todos los meses de invierno es igual a 1 ,8 cm o mayor. De esta manera, la temperatura media mensual es tan sólo de 6° C; el crecimiento de la vegetación perenne se puede mantener lentamente durante los meses de invierno. E n los meses estivales Ep no es mucho mayor que P , de forma que D, déficit hídrico, tendrá un valor muy pequeño, totalizando tan sólo 1 cm. E l excedente hídrico, R , p o r otra parte, es e levado, de manera que incluso los pequeños torrentes pueden mantener un flujo

Climas con estaciones muy húmedas

de agua de modo continuado a lo largo del año. Este clima húmedo mantiene una vegetación natural de bosque. 9.

Clima seco de latitudes medias

Clima seco que casi se encuentra exclusivamente en el hemisferio boreal. Es más septentrional que el clima seco subtropical ( 5 ) . El valor de Ep mensual es de 0,7 cm o menor en al menos un mes. De este modo los inviernos resultan fríos: por lo menos un mes presenta temperaturas medias de Oº C o inferior. En lugares próximos a su límite septentrional Ep es cero durante ·cinco meses consecutivos. Su valor inferior total anual es de 52,5 cm, de forma que SP halla coli ndante con el clima de bosque boreal ( 1 1 ) . Se reconocen en él tres subtipos: semiárido (9s) , semidesértico (9sd) y desértico (9d ) . Ejemplo: Medecine Hat, Alberta (Canadá ) , lat. 5 0 º N (figura 1 0 . 26) . Localizada cerca del límite septentrional de los G reat Plains, Medecine Hat ilustra el subtipo semiárido (estepa) del clima seco de latitudes medias. El ciclo anual de las necesidades de agua, Ep, posee un notable máximo en verano siguiendo a los cinco meses consecutivos, en los cuales Ep es cero debido al riguroso frío invernal. La precipitación, P, muestra un característico ciclo anual; los meses estivales tienen aproximadamente el doble de precipitación que los meses de invierno. Por otra parte, existe un sustancioso déficit de agua, D, que se desarrolla en verano con un total de 28 cm . Pero las reservas de agua, S, permanecen superiores a 3 cm a finales de verano y principios del otoño. La recarga, +G, no es suficiente para aumentar el valor de S hasta unos valores próximos a los de la capacidad de retención, de forma que no se genera excedente, R. La recarga se acumula en estado sólido durante el invierno liberándose rápidamente con la fusión que se inicia en primavera. La cobertura vegetal está constituida por las praderas de hierba baja que corresponden a la formación natural de este clima nórdico de estepa. El trigo de primavera, crecido aquí, utiliza el agua del suelo de principios de la pri mavera y madura en verano .

187

¡-1

ºC

30 -

20 t

ºF

f- 80

25 Pfomedio 5,5º C (42º F)

mpl itud 32 Cº (57,5 Fº )

15 r 10 -

-+

5 ,.

E

20

¡ ·-

S (cm) 9 10

cm

15 ¡..

10

5

o

F

j

M

A

M

12

11

10

Totales anuales p 33 Ep 61 33 Er D 28 R o

J

A

s

o

N

D

1

3 7 f 5 Clima seco de latitudes medias, ¡

8

6

4

4

1

1

15

60

50

10

50

30

-5

cm

F S (cm)

30

M

A

M

30

30

29

p Ep Er D R

20

6

A

s

O

N

D

19

17

19

23

30

20

pulg

1

30

Totales anuales

7

40

Punto de congelación

- 10

pulg

26

22

9

Clima continental húmedo, húmedo (!Oh)

92 72 68 4 24

8 7 6

5

1

5

J.

1 E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

3

4 3

2

2

o

Presupuesto hídrico del suelo para Medecine Hat, Alberca (Canadá ) , lat. SO' N. ( Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología,

Clima. continental húmedo

Clima que presenta una estación invernal y estival muy definidas, y que tan sólo se encuentra en el hemisferio Norte. El excedente hídrico, R , varía entre poco y bastante, a excepción de una estrecha franja de subtipo subhúmedo ( l Osh) que bordea el clima seco continental (9) . El total anual en cuanto a requerimientos de agua, Ep, es mayor de 5 2 , 5 , al mismo tiempo que R es igual que D. E n el subtipo per· húmedo, Ep es normalmente cero durante uno a cinco meses '.nvernales. Es normal que se encuentre un máximo estival de precipitación, P, pero no se da en todas partes. En el subtipo subhúmedo (1 Osh ) , D es mayor que cero, pero menor de 1 5 c m cuando R es cero; dicho de otra manera D es mayor que R cuando R no es cero. En el subtipo húmedo ( l ü h ) R es mayor que cero pero no superior a 60 cm, mientras R sea mayor que D . En el subtipo perhúmedo ( l Op) R es mayor de 60 cm. Ejemplo: Pittsburgh (Pennsylvania ) , lat. 40' N (figura 1 0 .27 ) . Localizado en el interior de la región oriental, Pittsburgh il ustra el subtipo húmedo ( l Oh) del clima húmedo continental. La precipitación P es bastante uniforme a lo largo del año, aunque con un ligero máximo estival. E l total anual P es sustancioso: 92 cm. El ciclo anual de requerimientos hídricos, Ep, presenta un importante máximo en verano, después de tres meses consecutivos de invierno con valores nulos, que es el momento que las plantas están hibernando y el agua del suelo está helada. Un corto déficit hídrico, D , se desarrolla en verano pero en todos los meses del estío es u n valor bajo totalizando t a n sólo 4 cm. U n sustancioso excedente hídrico, R , sucede en el invierno y a principios de la primavera : el valor total anual es de 24 cm. Parte de este agua se retiene en forma de estado sólido durante el invierno, siendo liberada a inicios de la primavera con las fusiones. En

188

5

,- 4

FIGURA 10.26.

1 O.

70

60

o

·+ ··

semiárido (9s)

12 Cº (2 1 Fº)

Amplitud

20

10

-2Ü L,,.

80

25 Promedio 10,5º C ( 5 l º F)

70

20

- 10

ºF

30

40

-5

- 15 '

ºC

F

E

M

A

M

A

S

O

N

o

D

Presupuesto hídrico para P i ttsburgh ( Pen nsylvania ) , lat . 40' N. ( Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Cencerr o n, N J . ) . FIGURA 1 0.27.

ºF

ºC

30

80

25 Promedio 10,5º C (51 º F) Amplitud 31 Cº (56º F) 20

70

15

60

10

50

5

40

Punto de congelación

30

20 cm ,

··-

17

� �� ·

(c 18

-- - . - ,� · -;-----··· -�.- �.,,-

.

20

23

23

22

17

14

13

12

13

8

pulg

16

Totales anuales p 63 Ep 72 63 Er 10 D R O

15

20

D

7

i

f-

6

5

4

10

3 2

5

o

E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

.o

Presupuesto hídrico del suelo para Grand Island ( Nebraska) , lat. 4 1 º N. (Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centercon, N J . ) . FIGURA 1 0. 28.

Balance bídrico del suelo

este clima son altamente probables las avenidas primaverales en los cursos fluviales, y, por otra parte, las grandes corrientes suelen conservar el caudal durante el verano . La cobertura vegetal natural es el bosque. Ejemplo: Grand Island ( Nebraska ) , lat. 4 1 º N (figura 1 0 .28) . Localizada casi exactamente a mitad de trayecto entre el océano Pacífico y e l Atlántico, Grand Island constituye el ejemplo del subtipo subhúmedo ( 1 0 sh) del clima húmedo continental. Los requerimientos hídricos, Ep, ascienden fenomenalmente en verano, pero disminuyen a cero durante los tres meses de invierno. La precipitación muestra un valor muy- elevado en verano, en los meses más cálidos, pero la mayor cantidad se obtiene a principios de esta estación -mayo y junio-. En junio también se inicia un déficit hídrico que continúa hasta finalizar el octubre, y contabilizando u n total · de 10 cm. La recarga , +G, que ocurre a fi nales de invierno y principio de la primavera no es suficiente para aportar un excedente. Las reservas hídricas, S , son elevadas a finales de la primavera, disminuyendo completamente en veran o . La cobertura vegetal natural consiste en praderas de hierba, pero actualmente los cultivos agrícolas de trigo y maíz han modificado el paisaje. Esta región yace próxima al límite de los climas secos y húmedos.

GRUPO

111: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11. Clima de bosques boreales

Clima caracterizado por unos inviernos largos y de frío riguroso. El total anual en cuanto a exigencias de agua, Ep, oscila entre 3 5 y 52,5 cm y tiene valores nulos durante cinco o seis y hasta siete meses consecutivos de invierno. Durante el corto verano, Ep asciende claramente. A través del Canadá los diferentes subtipos están ordenados de oeste a este, desde 20 ·e 15 10 5

ºF 60

PromediQ 3• e (26• F) Amplitud 4 0 C º ( 7 1 , 5 F º)

50

40

30

-5

20

- 10

10

-15

o

- 20

-25 - 30 15 cm

E 42

F

M

S (cm) 47 45

A

M

50

30

30

26

A

s

o

24

27

30

Totales anuales

10

p Ep

64 44 43

D R

l

Er

5

- 10

N

D

pulg 35

38

M

5

12. Clima de tundra

Es el clima de la zona ártica y que no presenta un verdadero verano . El total anual de necesidades de agua, Ep, es menor de 35 cm. Durante 8 o más meses consecutivos el agua del suelo permanece helada de forma que l a evapotranspiración potencial será nula. Algunas partes del clima de tundra son húmedas ( 1 2 h) con un abundante excedente hídrico, R . Otras áreas son subhúmedas ( 1 2 sh) . (Véase clima 10 para la definición de estos subtipos.) Al este de Siberia el cinturón de ·e

15

10 5

ºF 50

Promedio - 5º C (2 3 º F ) Amplitud 30 e• ( 5 3 , 5 F ')

40 30

-5

20

- 10 - 15

-20 -25 15

cm

10

o

Clima de tundra, húmedo

E S 37

F

M

A

M

38

40

43

30

(cm)

A

S

O

27

30

N

D

A

M

A

25

24

33

35

O

N

D

Climas con estaciones muy bümedas

5

4

3

2

- 1 S

- 10 pulg

29

2

Presupuesto hídrico para Trout Lake, Ontario (Canadá), lat. 53" 30' N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Cl imatología, Cemerton, N .J . ) . FIGURA 10.29.

Ejemplo: Trout Lake, Ontario (Canadá ) , lat. 53" 30' N ( figura 1 0 . 29) . Trout Lake se sitúa en el centro de Ontario, en el corazón del escudo canadiense, no muy al sur de la bahía de Hudson. Esta estación ilustra el subtipo húmedo ( l l h) del clima de bosques boreales. El ciclo anual de las necesidades de agua, Ep, asciende hasta un máximo bien definido y que sigue a seis meses consecutivos de invierno con una evapotranspiración nula. También l a precipitación P es elevada durante el verano, pero a pesar de ella existe un período que se substrae agua de l a reserva, - G . E l déficit hídrico D es extremadamente pequeño: 1 cm. La recarga es completada en octubre después del cual el agua del suelo se solidificará. Los recursos hídricos, S, se muestran en la gráfica con un valor que excede los 30 cm desde noviembre hasta abril. El exceso representa acumulaciones de nieve que por mayo se liberan por escorrentía de la fusión primaveral. El suelo retiene un elevado nivel de agua en forma de reservas a lo largo del verano. También en esta época los ríos fluyen caudalosamente. La vegetación perenne con hojas aciculadas suele ser típica de esta·s regiones. La estación de crecimiento para los cultivos es muy corta.

3

21

F

6 4

Precip.

E

- 20

el subhúmedo ( l l sh ) en el Yukón y los territorios noroc­ cidentales y a través del húmedo ( l l h ) , hasta el perhúmedo ( l lp) en el Labrador y en Terranova. (Véase clima 10 para la definición de estos subtipos.) A lo largo de Eurasia este orden está invertido. En la Siberia Oriental existe un área clasificada como subtipo seco ( 1 ls) y que presenta un valor D mayor de 1 5 cm.

E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

o

Presupuesto hídrico para Hebrón, Labrador (Canadá) , lat. 58º N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, C"!nterton, N .J . ) . FIGURA 1 0.30.

189

tundra se califica como un clima seco de subtipo semiárido (12 s). Ejemplo: Hebrón, Labrador ( Canadá ) , lat. 58' N ( figura 1 0 . 30 ) . Localizado en la costa Atlántica, Hebron constituye el ejemplo del subtipo húmedo del clima de tundra. Debido a la larga duración y rigurosidad del invierno, las necesidades de agua, Ep, son cero durante ocho meses consecutivos. El total anual de Ep es tan sólo de 30 cm. Este concepto presenta un máximo en la corta estación cálida, cuando el sol permanece en el cielo gran parte de las 24 h del día. El total anual de precipitación es de 48 cm, una cantidad interesante. La precipitación muestra un marcado ciclo anual con un máximo en el verano en el que destaca septiembre, previamente el inicio del invierno. Durante los meses de junio, julio y agosto se substrae agua de la reserva, - G , aunque el déficit hídrico anual, D, sea muy pequeño (menor de 1 cm) . Por otra parte, las reservas hídricas, S, permanecen abundantes durante el verano. La capacidad de retención (30 cm) es alcanzada antes

Climatología del agua en el suelo y recursos humanos Esta breve inspección a los trece tipos climáticos defini­ dos en relación a los conceptos utilizados en el balance hídrico del suelo, ilustra los tipos más importantes que se encuentran en las tierras habitadas del planeta. Pero an­ tes que nada, debemos aplicar esta información a dos grandes cuestiones que afectan a la raza humana: ( 1 ) ¿ Pueden las naciones e n desarrollo incrementar s u pro­ ducción alimentaria lo suficiente para rechazar y acabar con las muertes por hambre7 ( Las respuestas dadas por especialistas en el tema varían desde un gran optimismo hasta un enorme pesimismo) (2) ¿Habrá suficiente agua dulce para suministrar las demandas, que se incrementan rápidamente, de consumo energético de las naciones in­ dustrializadas7 La apreciación de los problemas corrientes de la agri­ cultura y de los suministros de agua dulce, puede ser mejorada a partir de la climatología del balance hídrico.

190

de finalizar e l octubre. La nieve que se acumula a lo largo del invierno se libera en mayo, con l a fusión de las nieves en primavera. La vegetación natural de esta región es la tundra ártica desprovista de cualquier tipo de vegetación alta y que consta de un pequeño número de especies capaces de resistir este clima, plantas que puedan crecer sobre una delgada capa de tierra. Cuando la capa helada superficial se fu nde, la tierra puede anegarse empantanando amplias zonas. 13. Clima de CU$qm!te polar

C lima con fríos rigurosos que se hallan en los casquetes glaciares de Groenlandia y la Antártida y sobre la zona de los hielos del océano Polar Ártico. Los requerimientos hídricos, Ep, son nulos a lo largo del año. Las temperaturas medias mensuales son inferiores a O' C . Casi toda la escasa precipitación se realiza en forma de nieve que, sobre las zonas terrestres, se acumula como hielo glaciar.

Quizás la lección más importante que podamos extraer de este capítulo, a nivel práctico, es la de que el cálculo preciso de los presupuestos del agua del suelo puede proveer de toda el agua necesaria para la planta en la estación de crecimiento, sin un elevado excedente, ni un déficit. Por un lado, una escasez de agua puede compor­ tar la necesidad de la irrigación para sacar adelante la producción agrícola. De otra parte, un exceso de agua conduce a la eliminación de los nutrientes que utilizan las plantas, de forma que será necesaria la fertilización de la tierra. La irrigación en climas secos trae consigo serias consecuencias como son las salinización del suelo, por acumulación de sales, y el ascenso del nivel de agua del acuífero anegando la tierra por saturación del suelo. El balance hídrico del suelo inicia rigurosas lim itaciones a la expansión de los recursos agrícolas humanos. Una planificación global inteligente a fin de poder utilizar mejor el medio, depende, en gran medida, de la perfecta comprensión de todas las fases del balance hídrico.

Balance bídrlco del sm!lo

CAPÍTULO

11

Escorrentía y recursos hídricos

En el capítulo 10 se trató de una fase del ciclo hidrológi­ co en la cual el agua del suelo se recarga mediante la precipitación, y vuelve de nuevo a la atmósfera a través de la evapotranspiración. Recordemos que en muchos suelos el presupuesto hídrico presenta un substancioso excedente, que puede disponerse como escorrentía. E n e l capítulo q u e ahora iniciamos seguiremos tratando del ciclo hidrológico y versará sobre el excedente de agua y los diversos caminos que sigue como agua superficial y como agua subsuperficial. El excedente hídrico puede encaminarse de dos for­ mas básicamente. La primera resulta cuando el excedente puede, a través de la percolación en el suelo y bajo el impulso de la gravedad, seguir una dirección hacia el interior para acabar formando parte del agua de satura­ ción en el. acuífero. Siguiendo la trayectoria del flujo subterráneo, este agua emerge convirtiéndose entonces en agua superficial , o bien, puede emerger directamente en la línea de costa marina. Segundo, el excedente de agua puede fluir sobre la superficie terrestre, desde altos a bajos niveles, como agua de arroyada o escorrentía. A medida que va desplazándose, el flujo en un principio disperso se va agrupando, concentrando, en arroyos o cursos fluviales los cuales conducen, finalmente, la esco­ rrentía hacia el mar. En este capítulo trataremos ambas formas de flujos del agua excedente, completando, de este modo, todo lo que se refiere al ciclo hidrológico. El agua excedente, como escorrentía, es una parte vital del medio ambiente para todas las formas de vida terres­ tre y sobre todo para el hombre. El excedente hídrico en arroyos, ríos, estanques y lagos constituye distintos me­ dios sobre los que se asientan diferentes tipos de plantas y animales. Nuestra sociedad superindustrializada necesita de grandes aportaciones de agua dulce para mantenerla en funcionamiento. Los habitantes de las ciudades consu· men una cantidad de agua en sus casas que oscila entre 150 y 400 litros por persona y día. Cantidades muy impor­ tantes de este elemento se utilizan en los procesos de refrigeración del aire y de las plantas energéticas. Teniendo en cuenta el panorama basado en tasas exis­ tentes de incremento de la demanda de agua, pondremos

Agua del acuifero

nuestro énfasis en el futuro, a fin de poder abastecer las necesidades de agua dulce y potable previsibles. La con­ taminación de las aguas tiende también a incrementarse a medida que la población aumenta y la urbanización avan­ za sobre extensas áreas. Una idea que nos desconcierta y asusta es la de la disminución de los recursos de agua dulce paralelamente a un aumento de las demandas. El conocimiento de los procesos hidrológicos nos permitirá evaluar el total de recursos de este preciado elemento con vistas a una planificación de su uso y su posible protección ante la contaminación.

Agua del acuífero El agua del acuífero o agua de saturación es aquella parte del agua subsuperficial que satura completamente las porosidades de la roca o del suelo. El agua de satura­ ción ocupa la zona de saturación o acuífero (figu­ ra 11.1). Sobre ella se halla la zona de aireación o no saturada en la cual el agua no satura completamente los poros. La línea superior de la zona de saturación se denomina nivelfreático. El agua, en la zona de aireación, se retiene mediante la tensión capilar, que no es más que una fina película de agua adherida a las superficies de los

Pozo

Zona del agua de infiltración

11.1. subsuperficial. FIGURA

Zonas donde se encuentra el agua

191

FIGURA 11.2.

El nivel freático sigue toscamente la configuración topográfica de la superficie.

minerales. Esta zona puede no existir o ser muy breve en regiones en las que, por ser bajas o llanas, la zona de saturación se aproxima a la superficie. En la base de la zona de aireación tenemos lafranja de capilaridad, una delgada capa en la que el agua ha sido drenada haca arriba desde el nivel freático, por capilaridad. La forma mencionada es semejante a la del ascenso del queroseno en una mecha, o bien, el agua en un papel secante. El agua en la franja de capilaridad llena completamente los poros del suelo creándose, de esta manera, una cierta continuidad con el acuífero. El espesor de esta franja depende de la textura del suelo, puesto que el ascenso por capilaridad es elevado cuando los orificios son chicos y al revés. En material sedimentario la franja de capilari· dad puede ser de 1 m de grosor, pero sobre arena gruesa o grava con amplios poros podría ser de tan sólo 1 cm (tabla 12.2). La verdadera situación del nivel freático se puede co· nocer mediante la altura de agua estancada en un pozo perforado o excavado por debajo del mismo. Cuando los pozos son numerosos en una región, la posición del nivel freático puede ser cartografiada en detalle mediante el sondeo de las alturas de agua y observando al mismo tiempo las diferentes tendencias de elevación de un pozo a otro. El nivel freático es elevado en superficies eleva­ das, como pueden ser colinas, divisorias de aguas, pero desciende en los valles, y demás depresiones donde sue· len aparecer en cursos fluviales, lagos, marismas.. . (figura 11.2). Las razones de tal configuración se explican por que el agua infiltrada a través de la zona de aireación tiende a elevar el nivel freático, mientras que la filtración en arroyos y marismas y lagos tiende a vaciar el acuífero y bajar de este modo su nivel .

Movimiento del agua de saturación Debido a que el agua en el acuífero se desplaza muy lentamente, se crean unas diferencias en la altura del nivel freático, o altura hidronométrica, que se forma y mantiene entre áreas con altas y bajas elevaciones. En períodos de excedente hídrico, acompañados de una pre­ cipitación anormalmente alta, esta diferencia se incre­ menta por un ascenso del nivel piezométrico o freático bajo las divisorias; en períodos de déficit hídrico, ocasio­ nado por sequía, el nivel piezométrico disminuye (figura

E

u

o N ro Q) -¡¡;

Q) ·a.

>

·:; C" Q) "C ro "C' ·¡: ::> ro "C ro u

"C ro � e: ::> ro "C ro u

















m

Año

FIGURA 11.3.

Hidrograma obtenido de un pozo de observación situado en Cape Cod, Massachusetts, en el que se puede observar un característico ciclo de elevación y disminución del nivel freático a lo largo del año. (Fuente: U.S. Geological Service.)

los últimos días de primavera, en un proceso denomina­ do recarga del acuífero. Este período de recarga, el cual refleja un estado de excedente de agua en el balance hídrico del suelo, ocasiona un ascenso estacional en el nivel piezométrico. La recarga disminuye a cantidades muy pequeñas desde mediados del verano hasta el inicio del invierno, tiempo durante el cual disminuye el nivel freático de modo continuo, a medida que el agua se dirige a niveles inferiores bajo el influjo de la fuerza de gravedad. Los efectos de una importante sequía en los años 1965 y 66 se manifiestan en la gráfica con un men­ guado promedio de la altura. La fase subsuperficial del ciclo hidrológico se comple­ ta cuando el acuífero emerge en lugares donde el nivel freático está cortJdo por una superficie terrestre. Tales lugares pueden ser cauces de ríos, suelos de marismas o pantanosos, lagos. Mediante infiltración lenta y por flujos de manantiales, el agua penetra de forma suficientemen-

11.2).

En climas húmedos que poseen un marcado ciclo esta­ cional de precipitación, y en climas en los que el agua del suelo permanece helada durante bastantes meses al año se produce un ciclo estacional de elevación y des­ censo del nivel freático. Este ciclo queda reflejado me­ diante una gráfica de las fluctuaciones de éste, en un pozo de observación de Cape Cod (Massachusetts) (figu­ ra 11.3). La infiltración de agua alcanza el nivel freático en grandes cantidades desde el invierno, finales, hasta

192

FIGURA 11.4. Trayectorias teóricas típicas del movimiento del agua de saturación bajo líneas divisorias y valles. (Fuente: M.K. Hubbert, dibujo de A.N. Strahler. )

Escorrentía y recursos bídrlcos

te rápida para equilibrar la proporción con la que corta el nivel del acuífero, por percolación desde zonas más ele­ vadas. En la figura 11.4 se muestran las diferentes trayectorias de los flujos de agua del acuífero como l íneas cóncavas a la superficie. El agua que penetra por la ladera, a medio camino entre la divisoria de aguas y el curso fluvial, fluye de una forma bastante directa, mientras que en puntos próximos a la divisoria, sobre el nivel del acuífero, las líneas del movimiento van casi completamente rectas hacia abajo hasta alcanzar grandes profundidades, y des­ de allí inflexiona dirigiéndose a los puntos situados bajo los cursos fluviales. La progresión a lo largo de estas profundas trayectorias es increíblemente lenta, compara­ do con el superficial , mucho más rápido. El flujo más rápido se halla en el lugar de descarga en el flujo, donde convergen las flechas.

El agua de saturación como recurso La extracción del agua de saturación por parte del hom­ bre ha comenzado a tener un serio impacto en el medio en mucho lugares. La perforación de gran cantidad de pozos, cuya agua es substraída en grandes volúmenes merced a las poderosas bombas, ha alterado profunda­ mente el equilibrio natural de carga y descarga de los acuíferos. El aumento de la población urbana y el desa­ rrollo industrial exigen un continuo aporte de agua, ne­ cesidades que no siempre se pueden resolver con la construcción de embalses. Las tierras agrícolas situadas en climas áridos o desérti­ cos dependen en gran medida de la irrigación, problema que se intenta resolver con agua procedente de pozos, sobre todo desde que la mayoría de los recursos fluviales más importantes han sido aprovechados ya para irriga­ ción a partir de suministros superficiales. Los pozos, sin duda alguna, tienen ciertas ventajas ya que pueden ser perforados en los límites de una propiedad agrícola o industrial y de forma inmediata pueden suministrar el agua necesaria sin necesidad de construir los costosos canales y acueductos para su transporte . Antiguamente los pozos utilizados para fines domésti­ cos y ganaderos de una casa o granja eran, de hecho, excavados a mano, y su forma era la de una larga cavidad

cilíndrica revestida de sillería donde era necesario. En contraste, los pozos modernos hechos para facilitar la irrigación se perforan con potentes máquinas que pue­ den taladrar unas fosas de 40 cm de diámetro con unas profundidades de 300 m o más. Éstos, una vez construi­ dos, son recubiertos de un revestimento metálico que impide la entrada de aguas no potables próximas a la superficie y evita su obturación en caso de desprendi­ miento de las paredes. Cerca del fondo del pozo, donde penetra en el acuífero, el revestimiento está perforado para admitir la penetración del agua a través de una considerable superficie. La producción de agua en pozos aislados fluctúa desde unos prxos litros diarios, en un pozo doméstico, a millones de litros en los grandes y profundos pozos industriales o de irrigación. A medich que el agua se bombea hacia el exterior, el nivel de ésta disminuye . Al mismo tiempo el nivel freáti­ co de los alrededores desciende formando una especie de superficie cónica denominada cono de depresión. La diferencia de altura entre la base del cono y el nivel freático original se conoce como depresión (figura 11.5). E l brusco cambio de gradiente producido en el nivel freático obliga a fluir con mayor intensidad, agua del acuífero hacia el pozo, de manera que éste producirá más agua. Este incremento sólo se verifica para un cierto valor de depresión, más allá del cual, la producción deja de incrementarse. El cono de depresión puede extenderse hasta los 16 km o más desde el pozo sometido a una fuerte extracción. Donde actúan varios pozos, la intersec­ ción de sus conos produce un descenso general del nivel freático. La extracción excede, a menudo, a la proporción con la que el acuífero de una región determinada se recarga, tanto por infiltración a partir del agua de lluvia como a partir de los lechos de los ríos. En una región árida, gran parte del agua de saturación destinada a la irrigación proviene de pozos construidos sobre terrenos aluviales arenosos o con gravas gruesas. La recarga de estos depósi­ tos depende de los flujos estacionales de agua de los torrentes que tienen su origen en las zonas altas de las cadenas montañosas adyacentes. Los cursos fluviales que circulan en regiones con clima seco y que fluyen sobre planicies cuyo substrato está formado por arenas y gravas, pierden su caudal por infil­ tración a lo largo de su lecho. Este agua recarga el acuífe­ ro ocasionando una elevación en el nivel piezométrico en forma de inflexión (figura 11 .6.B) . Las corrientes de

. . . o

·º

'

'

·

4"'-t� -'-\' Y.'.



Nivel



.<-.�. �+t;: :º. :. :''

'\.

�.

.

'

A Corriente

·



o <'

.•

, ��'�)':-;'� ,��:�; :.. / :

tre��icp_'; .

. . º"

efluente

B ·Corriente influente FIGURA 11.6.

FIGURA 11.5.

Depresión y cono de depresión en un pozo de extracción de agua por bombeo.

El agua de saluración como recurso

Corrientes efluentes e influcntes. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33. 16, Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.)

193

este tipo se las conoce como injluentes. Al contrario, en regiones de clima húmedo donde el nivel freático es elevado y cuyas aguas se dirijan hacia el cauce, el río recibe el agua por rezumo del agua de saturación; a éstas se las denomina corrientes efluentes (figura 11.6.A). En climas secos, particularmente, la extracción del agua de saturación mediante bombeo, puede exced�r en gran medida a la recarga debida al flujo de la circulación fluvial, de manera que los conos de depresión se profun­ dizan y se amplían, necesilándose entonces, pozos toda­ vía más profundos y bombas cada vez más potentes. Se sobreexplota el agua acumulada y se consigue el agota­ miento de un recurso natural no renovable, si no es a partir de un largo período de tiempo. En áreas de climas húmedos, con un amplio excedente hídrico anual, la recarga natural se realiza por percola­ ción sobre toda el área que rodea un pozo determinado. Aquí las prospecciones para lograr un equilibrio entre la recarga y la substracción son altamente favorables a un control del bombeo. Una importante medida de reciclaje consiste en el retorno de agua ya utilizada, o aguas de torrentes, al acuífero mediante los pozos de recarga en los que el agua fluye hacia abajo en vez de subir.

Contaminación del acuífero La eliminación de residuos sólidos constituye un impor­ tante problema para el medio ambiente en áreas densa­ mente pobladas de Norteamérica debido, básicamente, a que la avanzada economía industrial produce una canti­ dad interminable de residuos líquidos (aguas residuales) y sólidos (desperdicios) . Tradicionalmente los residuos sólidos eran llevados al depósito municipal donde eran quemados lenta y continuamente con una gran emisión de humos pestilentes y gases. Los restos parcialmente consumidos eran sepultados bajo una compacta cobertu­ ra de tierra. En años recientes ha habido una gran mejora en cuanto a los métodos de eliminación de residuos sólidos. Uno de ellos consiste en la incineración a temperaturas muy elevadas. Otro método consiste en el "sanitary landftl/"* por el cual no se permite la quema de los desechos; en su lugar, se cubren continuamente por una capa protectora de arena o arcilla disponible en el lugar donde se las entierra. Los desechos son sepultados en Ja zona de airea­ ción que está sujeta a la reacción que ejerce el agua de lluvia sobre ella. Este agua recoge una gran variedad de iones procedentes de Ja masa de desechos y son transpor­ tados al nivel freático a través de la lixiviación. Una vez allí, el material lixiviado sigue las líneas de flujo del agua de saturación. Como se muestra en la figura 11.7 se forma una co­ rriente efluente en el nivel freático por debajo del lugar de depósito. El suelo poco compacto del área de depósi­ to facilita la infiltración de la precipitación, mientras que,

por otra parte, la carencia de vegetación reduce la evapo­ transpiración. En consecuencia, la recarga realizada aquí es más importante que en ningún otro lugar de los alre­ dedores y por tanto se mantendrá una corriente efluente. Una vez que el material lixiviado llega al nivel freático, debido a un desplazamiento vertical hacia niveles infe­ riores originado por la fuerza de gravedad, se moverá radialmente y hacia el exterior oe esta "inflexión" de corriente efluente dirigiéndose hacia puntos más bajos de los alrededores. Tal como se indica eü ;"figura 11.7, un pozo de suministro de agua con su cono de depresión recoge agua del área que lo circunda. La conexión, en­ tonces, se establece: un flujo hacia el exterior, a partir del área de depósito; y un flujo interior hacia el pozo, todo ello combinado puede ocasionar la contaminación de los suministros de agua de este último, por el aporte de material lixiviado. Es la contaminación de pozos a partir de plantas depuradoras de residuos, es decir, a partir de la infiltración efluente en el suelo. Un paso importante en la salvaguarda de los pozos de esta forma de contaminación consiste en situar un pozo o varios, de control, en una línea situada entre los vertede­ ros y las perforaciones. Las pruebas químicas para control de material resultante de la lixiviación se realizan de forma regular, al mismo tiempo que puede determinarse la altura del nivel freático. El desplazamiento del mate­ rial lixiviado puede ser bloqueado mediante el emplaza­ miento de pozos de recarga y creando, así, una acumula­ ción de agua dulce (de hecho, un cono invertido) que se opondría al movimiento inicial. No es necesaria la presencia de una corriente efluente para que los contaminantes viajen a puntos distantes. Allá donde el nivel freático presenta una fuerte inclinación, tal como sucede generalmente en cualquier lugar a ex­ cepción a las partes superiores de una amplia divisoria de aguas y donde el acuífero se divide, el material lixiviado o cualquier contaminante introducido en un punto dado, emigra, como la estela de contaminación, ·a lo largo del flujo del acuífero. Otra fuente potencial de contaminación del agua de la zona de saturación proviene de las carreteras y calles, mediante el vertido de productos químicos y sales aplica­ dos durante los meses de invierno para evitar la forma­ ción de hielo en ellas . También el derrame de grandes cantidades de fluidos procedentes de camiones cisterna o trenes cisterna que se accidentan en las carreteras y líneas de ferrocarril constituyen una seria amenaza, pues los contaminantes, después del impacto, pueden ser in­ yectados en el sistema de recarga del agua de saturación. Los contaminantes serios más comunes son el carburante de los automóviles y el aceite ardiente, pero además otros productos químicos de origen industrial tóxicos son transportados en el interior de los tanques. Las fugas de combustible de los depósitos subterráneos utilizados en todas las gasolineras constituyen uria posible fuente de contaminación.

Depósito

Pozo

FIGURA 11.7.

La lixiviación a partir de un vertedero de desechos fluye tanto hacia un pozo de suministro de agua (derecha) como hacia un curso fluvial (izquierda ) . (Dibujo procedente de A.N. Strahler, Planet Earth: Its

Physical Systems Through Geologic Time. Harper & Row, Publishers, Figura E . 1 5. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

194

Escorrentía y recursos bídrlcos

l Nivel del mar

Relación entre el agua salada y el agua aulce en una isla o península. (Procedente de G. Parker.)

FIGURA 11.8.

Intrusión de agua salada Una importante consecuencia de la extracción continua e intensa del agua, en zonas costeras, es que los pozos próximos a la costa atraen, finalmente, agua salada al acuífero de agua dulce debiendo por tanto abandonarse. Para entender cómo sucede, debemos examinar las rela­ ciones entre el agua de saturación dulce y la salada. La figura 11.8 muestra, en un esquema idealizado, estas relaciones en lo que podría representar una isla o bien una península estrecha. La masa de agua dulce de satura­ ción toma forma de una lente gigantesca con lados con­ vexos, pero la parte superior tiene una pequeña curvatu­ ra, mientras que la inferior, en contacto con el agua de saturación salada, se adentra profundamente hacia el in­ terior. Puesto que el agua dulce es menos densa que la salada podríamos imaginar, entonces, esta inmensa lente flotando sobre agua salada, impeliendo con una fuerza hacia abajo de la misma forma que lo hace el casco de un buque sobre el agua circundante . La proporción entre las densidades del agua dulce y la salada es de 40 a 41. Por lo tanto si ciijésemos que el nivel freático se halla a 10 m sobre el nivel del mar, la parte más profunda de la "len­ te" de agua dulce se hallaría 400 m por debajo del nivel marino, es decir, 40 veces más profunda de lo que sobre­ sale el nivel freático con respecto el nivel del mar. El agua dulce se extiende mar adentro una cierta dis­ tancia por debajo de la línea de costa. Aunque el acuífero salado se halla estancado, inmóvil, el agua dulce de la zona de saturación se desplaza siguiendo las líneas de flujo, las trayectorias curvadas que se indican en la figu­ ra 11.8 mediante flechas. Si el agua se extrae con exceso en los pozos situados cerca de la costa, el contacto del acuífero del agua dulce con el salado se desplaza tierra adentro, donde puede llegar a ellos contaminándolos . Cuando esto sucede, la única solución posible es con­ cluir la substracción de agua potable y permitir así que se recupere el nivel, es decir, que se traslade de nuevo la zona de contacto entre ambos tipos de agua a su posición original, o bien crear una barrera de recarga de agua dulce entre la línea de «osta y el nivel del mar. En resumen, se puede decir que el bombeo de agua hacia la superficie debería ser regulado, manteniendo una baja proporción de extracción.

que sigamos, ahora, definiendo las diferentes trayectorias que siguen los excedentes hídricos pero a nivel de flujo superficial. La figura 11.9 muestra qué le sucede al agua de lluvia cuando cae sobre una ladera que posee un suelo natural y una cobertura vegetal intacta. Parte de la lluvia es recogida en la superficie de las plantas, troncos y ramas, en un proceso denominado interceptación. Esta agua puede volver directamente a la atmósfera mediante eva­ poración. La precipitación que alcanza la superficie del suelo, penetra en él por infiltración; pero cuando el grado o proporción de la caída de agua es superior a la :apacidad del suelo de absorberla, el agua comenzará a acumularse en pequeños charcos, en pequeñas depresio­ nes superficiales, o tras pequeñas represas formadas por restos vegetales. A este hecho se le conoce como reten­ ción superficial. Parte de esta agua se evapora directa­ mente a la atmósfera; la parte restante se irá infiltrando lentamente en el suelo. La escorrentía que fluye laderas abajo formando un amplio manto la denominaremos agua de arroyada o flujo superficial (figura 11.10) en contraposición a las aguas encauzadas o cursos fluviales, en los que el agua discurre por estrechos canales delimitados por márgenes laterales. El flujo superficial puede adoptar diversas for­ mas. Puede constituirse en una delgada película, arroya­ da en manto , en lugares donde la superficie del suelo o de la roca es !isa. El flujo puede adoptar forma de peque-

Formas de aguas de arroyada Hasta ahora sólo hemos realizado un pequeño esbozo de los movimientos del agua subsuperficial, es menester

Formas de aguas de arroyada

FIGURA 11.9.

Precipitación, interceptación y flujo superficial.

195

Precipitación

sería producido el flujo superficial por unidad de superfi­ cie. Es la siguiente: Cantidad de producción de agua de arroyada Cantidad de precipitación - cantidad de infiltración =

Por ejemplo, si la proporción de la infiltración se man­ tiene constante en un valor de 1 cm/h, y la cantidad de precipitación se mantiene en 2 cm/h (lluvia intensa) la escorrentía tendrá un valor de 1 cm/h, suponiendo, siem­ pre, que no se pierda nada por evaporación a la atmós­ fera.

Flujo intermedio FIGURA 11.10.

Precipitación, infiltración y flujo superficial. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed. Harper & Row, Publishers, figura 33.3. Copyright 1963, 1 97 1 por Arthur N . Strahler.)

ños riachuelos que conectan unas depresiones repletas de agua con otras, en lugares donde el terreno no es uniforme y presenta desniveles. Sobre laderas con cober­ tura herbácea el flujo superficial se subdivide en innume­ rables hilillos de agua que circula entre los tallos. Inclu­ so bajo la presencia de una intensa y prolongada pluviosi­ dad, nadie podría advertir la arroyada en vertientes de este tipo. En laderas pobladas por densos bosques, las aguas de arroyada pueden pasar igualmente desapercibi­ das por debajo de una delgada cubierta de hojas muertas. En la base de las vertientes, el flujo superficial se recoge en un canal fluvial o lago (figura 11.11) . En algunos casos, puede desaparecer en una capa permeable de sue­ lo arenoso. El flujo superficial se mide en centímetros, o pulgadas, de espesor de agua por hora, de manera semejante a la precipitación y a la infiltración. De este modo, mediante una sencilla fórmula se expresa la proporción con la que

Ciertos tipos de suelo ya maduros presentan una densa capa (horizonte B) de acumulación de arcillas, mientras que la capa superior (horizonte A) es arenosa y blanda (estos horizontes se explican en los capítulos 22 y 23) . Cuando el agua de infiltración alcanza el horizonte B, el paso a su través es dificultoso, de manera que resolverá tornar al primero, el horizonte A, permaneciendo en él y comenzando a desplazarse, si hay cierta pendiente, en la dirección que ésta le confiere y de forma paralela a la superficie del suelo (figura 11.9) . Este flujo lateral se conoce como flujo intermedio el cual alcanzará la base de la ladera y rezumará sus aguas en el canal de desagüe. De este modo el flujo intermedio se constituye como una trayectoria alternativa entre el flujo superficial y el del agua de saturación. También suele ser importante en aquellos lugares donde un suelo poroso descansa sobre un substrato de roca impermeable.

Sistemas de drenaje El flujo superficial, el intermedio y el del agua de satura­ ción tributan, con el tiempo, a un torrente o curso fluvial, que no es más que una forma de escorrentía más rápida y que concentra una mayor cantidad de agua (figura 11.12 ) . Definimos corriente como una estrecha y larga depresión, o canal, por donde el agua se desplaza hacia niveles inferiores bajo la fuerza de la gravedad. El conjunto de cursos de agua que circulan vertiente abajo desde el punto donde empezaron a fluir sobre la superficie terrestre se conoce como sistema de drenaje . Éste se compone de una red ramificada de canales fluvia­ les que recogen el agua superficial y la de la zona inter­ media procedente de las diferentes vertientes que tribu­ tan en ellos. Todo el sistema está delimitado por la

FIGURA 11.11.

Flujo superficial deslizándose por una suave pendiente poco después de una intensa tormenta. La zanja situada en primer plano recibe la escorrentía y la conduce en dirección del flujo de la cprriente ( Foto: Soil Conservation Service).

196

FIGURA 11.12. Flujo superficial que desciende por las laderas de la cabecera de un sistema hidrográfico, aporta agua y sedimentos a la incipiente red de canales.

Escorrentía y recursos búlrlcos

FIGURA 11.13.

Red de canales de la cuenca del Pole Canyon, Utah. (Fuente: U.S. Geological Survey y Mark A. Melton. Dibujo procedente de A. N. Strahler, Planet Earth: lts Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura 6.9. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

divisoria de aguas que contornean la cuenca de drenaje . Las vertientes del terreno y los canales están ajustados para disponer, de la manera más eficiente posible, de la escorrentía y su carga de partículas minerales. En la figura 11.13 se puede observar una típica red de drenaje tributaria con una única salida. Obsérvese que cada punta recibe la escorrentía de una pequeñ.a área que rodea el canal. Cada una de ellas se podría imaginar como una pequeñ.a red de drenaje, una célula dentro del sistema. La totalidad de la superficie dentro de la diviso­ ria exterior de la cuenca de drenaje constituye la cuenca hidrográfica del agua de arroyada. El sistema de drenaje es un mecanismo de convergencia que encauza e integra las formas más ligeras y difusas de escorrentía en una trayectoria cada vez más activa en cuanto a intensidad y profundidad de su cauce.

Geometría del cauce fluvial El cauce de un curso de agua es una estrecha depresión configurada por la diferente fuerza del agua que fluye hacia él, y cuya efectividad en el desplazamiento de agua y sedimentos es elevada. Un cauce puede ser tan estre­ cho como para que una persona lo pueda sortear sin excesivos problemas, o bien del ancho de un gran río, como puede ser el Mississippi, que tiene 1,5 km de am­ plitud. Los ingenieros hidráulicos que tienen en su hacer el tomar medidas de las dimensiones de los cursos de agua y de su caudal, han adoptado una serie de conceptos a fin de describir la geometría del cauce (figura 11.14) . La profundidad d, en metros, se mide en un punto específi­ co del torrente, y no es más que la distancia vertical entre la superficie del río y su lecho. La amplitud, w , es la distancia en metros a través del río, de una orilla a otra. E l área d e sección transversal, A, e s la superficie en metros cuadrados (m2) de la sección transversal del curso. E l perímetro húmedo, P , e s la distancia d e la línea de con­ tacto entre el agua y el canal, en cuanto es medida a partir de la sección transversal.

Flujo del curso fluvial

FIGURA 11.14. El movimiento de una corriente en su cauce, es más rápido en las partes centrales y en puntos próximos a la superficie.

La proporción del desnivel de la superficie del río por distancia avanzada en el plano horizontal, se denomina gradiente o pendiente del río , se suele expresar en metros de desnivel por kilómetro recorrido, o millas, de distancia horizontal del curso del río. Así, una pendiente de 5 m/km significa que el curso fluvial desciende 5 m, por cada kilómetro recorrido en la dirección del torrente. La pendiente puede expresarse también en tanto por ciento \%) práctica que es común entre los ingenieros. De este modo, un gradiente del 3 %, o 0,03, significa que el río desciende 3 metros por cada 100 recorridos en distancia horizontal.

Flujo del curso fluvial A medida que el agua fluye bajo la influencia de la gravedad, encuentra resistencias a su descenso -una for­ ma de rozamiento- producidos por los márgenes y el lecho del cauce. Como resultado, el agua que circula en zonas próximas a éstos, se desplazará más lentamente, mientras que en las partes centrales adquiere una mayor velocidad. La figura 11.14 indica, mediante flechas, la velocidad de la corriente en diferentes puntos del canal. La línea de puntos localizada en mitad de la corriente indica la línea de máxima velocidad en condiciones de un canal que circule en línea recta y que su cauce sea si­ métrico. Deberíamos analizar todo lo anteriormente expresado sobre la velocidad de la corriente. De hecho en todas ellas , a excepción de las más lentas, el agua está afectada por turbulencias , un sistema continuo de remolinos que se forman y deshacen. Si pudiésemos seguir una determi­ nada molécula de agua, observaríamos que realiza un recorrido de continuas espirales y sinuosidades, sobre todo, a medida que va desplazándose río abajo. Estos movimientos incluyen sentidos diversos, ascendentes, descendentes, laterales. Las turbulencias en los cursos fluviales son muy importantes debido a los elementos del

197

flujo que elevan y mantienen las partículas finas del sedimento. La apariencia oscura y turbia de los ríos en sus avenidas, es el resultado de este fenómeno sin el cual el sedimento permanecería en el lecho. Tan sólo si medi­ mos la velocidad del agua en cierto punto fijo durante un largo período de tiempo, digamos bastantes minutos, el promedio de la velocidad del movimiento del agua en ese punto se configurará como una línea paralela a la superficie y al lecho. Los valores medios están indicado mediante flechas en la figura 11.14. Puesto que la velocidad en un punto dado de la co­ rriente difiere enormemente si está siendo medida en un lugar próximo a los márgenes y el lecho, o si se mide en la línea media, se necesita de un nuevo coeficiente, la velocidad media , que se podrá calcular para la sección transversal del cauce en su conjunto. A grande

Q

-

AV - constante A

V peque�a

Peque�a

V grande

FIGURA 11.15.

Esquema en donde se reflejan las relaciones entre el área de sección transversal, velocidad media, y gradiente. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 34.4. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Caudal de la corriente fluvial La medida más importante del flujo de una corriente superficial es la descarga o caudal, Q , definida como el volumen de agua que atraviesa una sección transversal de la corriente por unidad de tiempo. Se expresa en metros cúbicos por segundo (m3/s) ; en unidades anglosajonas se mide en pies cúbicos por segundo (cfs) . La descarga se puede obtener tomando la velocidad V y multiplicán­ dola por el área A de la sección transversal, que expresa­ do en forma de ecuación es: Q A. V Podemos intuir que el agua fluirá más rápidamente en un canal con una elevada pendiente, que en uno con poca, debido a que la componente gravitatoria, que actúa de forma paralela al lecho, es mayor en un río con un gradiente alto. Tal como se muestra en la figura 11.15 la velocidad se incrementa rápidamente en los lugares que el curso establece desde un remanso, en el que el gra­ diente es muy pequeño, hasta una zona de rápidos. A -

medida que V se incrementa, A debe decrecer; es decir, el producto A. V se ha de mantener constante . En el remanso al tiempo que V tiene un valor pequeño, A lo tiene elevado. Los cauces difieren entre sí en la cantidad de rozamien­ to que el lecho y los márgenes ofrecen al flujo de agua. La resistencia es elevada en un curso amplio y poco profundo, mientras que es mucho menor en un cauce estrecho y profundo. El cauce óptimo sería aquel que poseyese una sección semicircular, sin embargo, los cur­ sos fluviales adquieren, generalmente, unos cauces am­ plios y poco profundos, tanto porque deben ser transpor· tadas partículas minerales, o bien porque sus márgenes son suaves y no presentan una excesiva resistencia.

Aforo de la corriente La información diaria de los caudales de los diferentes cursos fluviales es vitalmente importante para la nación, no solamente como medida de los recursos de agua superficial , sino también para el diseño de estructuras de protección contra posibles avenidas así como para su predicción a medida que descienden por el río. En Jos Estados Unidos la medida del flujo de la co­ rriente o aforo de las corrientes, está bajo Ja jurisdicción del Servicio Geológico del citado país. En cooperación con los estados y municipios, esta organización mantiene más de 11.000 estaciones de aforo en los principales ríos y sus tributarios. Los datos están publicados por el ya nombrado organismo en una publicación titulada "Co· municaciones sobre el abastecimiento de agua "("Water­ Supply Papers") . Las estaciones de aforo de la carga de los cursos fluvia· les precisan de un dispositivo para medir la altura de la superficie de agua, es decir, de un nivel de corriente. Lo más sencillo es la instalación de un listón de aforo, que no es más que una escala vertical graduada situada sobre un poste o columna y que pueda ser leído directamente por un observador cualquiera, siempre que haya que registrar la carga. Más útil resulta el registrador automáti· co que se coloca sobre una torre de aforo construida en la orilla del río (figura 11.16) . Para medir el caudal del río se debe, ante todo, medir la sección transversal del río y su velocidad media, para ello se utiliza el molinete o correntómetro. Éste es su­ mergido en la corriente a pequeños intervalos de tiempo, de manera que la velocidad puede ser leída sobre un gran número de puntos distribuidos regularmente si· guiendo un modelo de red a través de la sección transver­ sal (figura 11.16) . A menudo, un puente sirve como un medio conveniente para atravesar un curso fluvial; de otro modo, un pequeño teleférico o un pequeño bote se puede convertir en la alternativa. Las cazoletas giratorias

Torre

FIGURA 11.16.

198

Esquema de una estación de aforo de aguas.

Escorrentía y recursos búlrlcos

Descarga m 3/s

Precipitación cm/h

700

3,0

600

2,5

500

2,0

400

1,5

300

1,0

200

0,5

100 Agosto 6

Agosto 7

Agosto 8

Agosto 9

o

FIGURA 11.17.

Caudal del Sugar Creek durante cuatro días de seguimiento. (Según William G. Hoyt y Walter B. Langbein, Floods; Copyright por Princeton University Press: figs. 8 y 13, págs. 13, 39 y 45. Reimpreso bajo permiso de la Princeton University Press.)

del correntómetro ruedan a una velocidad proporcional a la velocidad del río. A medida que son obtenidas las diferentes velocidades en los diversos puntos, se puede realizar un perfil del lecho del río por sondeo de las profundidades. De estas lecturas se puede dibujar· su perfil pudiéndose medir, en consecuencia, la sección transversal. La velocidad media se extrae a partir de la suma de todas las velocidades y su posterior división por el número de lecturas efectuadas. Entonces nos hallare­ mos en condiciones de calcular el caudal a partir de la fórmula Q -A. V La figura 1.28 es un mapa donde se reflejan los cauda­ les relativos de los ríos más importantes de los Estados Unidos ("Río" es el vocablo popular utilizado para desig­ nar cursos fluviales grandes y largos. "Corriente" o "cur­ so fluvial" es el término científico que designa el flujo de agua por un canal, cualquiera que sea la magnitud de su caudal) . El magnífico Mississippi, con todos su tributa­ rios, empequeñ.ece todos los otros ríos norteamericanos a pesar de que tanto el Mackenzie, el Columbia y el Yukon así como los Grandes Lagos que desembocan en el río San Lorenzo no son menospreciables .. El río Colorado, una corriente mucho más pequeñ.a, atraviesa una vasta región árida y semiárida cuyos pequeñ.os tributarios se añ.aden al agua procedente de nieve de fusión de las zonas más elevadas de las Montañ.as Rocosas.

Cursos de agua y precipitación Parece obvio que el caudal de un curso de agua se incremente como respuesta a un período de intensas precipitaciones o debido a la fusión de la nieve. Natural­ mente la respuesta viene con demora, pero el tiempo que tarda ésta en aparecer depende de un número de facto· res, el más importante de los cuales es el área de la cuenca de drenaje que alimenta las corrientes situadas por encima de la estación de aforo. Las relaciones entre el caudal de un curso fluvial y la precipitación se estudia mejor a través de una sencilla gráfica conocida como bi­

drograma. La figura 11.17 es un hidrograma para una cuenca de drenaje de cerca de 800 km 2 de área, localizada en Ohio en una región cuyo clima es continental húmedo. La gráfica nos ofrece información correspondiente a dos días con tormentas en verano. La pluviosidad recogida se indica mediante un diagrama de barras; está expresada en

Flujo basal y flujo superficial

cm y por períodos de 2 h de intervalo. También se halla dibujada en la gráfica (línea continua) el caudal del Sugar Creek, la corriente principal de la cuenca de drena­ je de estudio. El promedio de precipitación sobre la cuenca del Sugar Creek fue aproximadamente de 15 cm; de esta cantidad la mitad pasó por el curso fluvial durante tres días. De la otra mitad, parte fue retenida en el suelo, parte fue evaporada, y parte fue infiltrada hacia el acuífe­ ro para ser almacenada por largo tiempo. Estudiando la gráfica de la pluviosidad y de escorrentía de la figura 11.17, vemos que antes de que se inicie la tormenta, el Sugar Creek presentaba un pequeñ.o caudal. Este flujo, suministrado por el lento rezumar del agua de saturación en el cauce, es denominado flujo basal. Des­ pués de que comenzara la lluvia transcurrieron muchas horas antes de que el limnígrafo situado en la desembo­ cadura de la cuenca indicara un aumento en el caudal . Este intervalo denominado tiempo de retardo indica que el sistema de ramificación de los canales estaba actuando como reservorio temporal. A medida que el nivel iba ascendiendo, el agua estaba humedeciendo los materia· les permeables de las orillas, donde estaba siendo alma­ cenada temporalmente. El tiempo de retardo es medido por la diferencia entre el centro de la masa de precipitación (CMP) y el centro de la masa escorrentía ( CMR), así indicados en la figura 11.17. La máxima carga del Sugar Creek se obtuvo casi 24 h después de que la lluvia se iniciase; el tiempo de retardo fue casi de 18 h. Obsérvese también que la pro· porción de disminución de la descarga fue mucho más lenta que la proporción de ascenso del nivel, debido a que el flujo superficial fue seguido de las contribuciones del agua de la zona intermedia, y más tarde del rezumo del acuífero. En general se puede decir que a mayor amplitud de la cuenca, más largo será el tiempo de retardo entre el máximo de pluviosidad y el máximo de descarga, y más gradual será la disminución del caudal después de que el máximo haya pasado. Obsérvese también que el flujo de Sugar Creek mostraba un lento pero distinto ascenso en la cantidad con que contribuía el flujo basal al caudal.

Flujo basal yflujo superficial En regiones de clima húmedo, donde el nivel freático es elevado y normalmente corta los importantes canales flu-

199

1000

m3¡s ,

500

m3/s

800



::i

¡¡;

8

600

300 200 100 o

"O ::i "'

t.>

Flujo superficial

400

400

- - - -�c::- - - - - -�-...- - - 1

l..·-·-

� -.

5

15

10

25

20

Enero

200

o

, , ,,,,



Flujo basal /

,, ---7�-- -� Oct.

Nov.

Dic.

Ene.

Feb.

Mar.

Ag.

Jul.

Jun.

Mayo

Ab.

Sept.

FIGURA 1 1.18.

Máximos en el flujo del río Chattahoochee. ( Datos procedente del U .S. Geological Survey en E . E . Foster, Rainfall and Runoff.)

en Omaha (Nebraska) para un período de dos años de registros iniciados en octubre (figura 11.19) . Este gran río que drena una cuenca de 840.000 km2 es un gran tributario del río Mississippi. Obsérvese que el caudal, que oscila entre 280 y 2 .800 m3 /s, es bastantes veces mayor que las cargas de las pequeñas corrientes conside­ radas hasta ahora. Las altas proporciones de flujo son principalmente ocasionadas por la fusión de la nieve que se halla sobre los High Plains en primavera y en las cabeceras de los ríos situadas en las Rocosas a comienzos de verano. Este hecho explica las súbitas y elevadas des­ cargas desde abril hasta junio. A mediados de invierno, cuando el agua del suelo está helada y el total de precipi· tación es pequeño para el conjunto de la cuenca, el caudal aumenta un poco por encima del flujo basal. La recarga de agua de saturación que se sitúa en primavera, aumenta los niveles estivales de flujo basal hasta 570 m3 /s, es decir, dos o tres veces el flujo basal que tenemos durante el invierno.

viales, los hidrogramas correspondientes a largas corrien­ tes mostrarán los efectos de tres fuentes de agua: flujo superficial, flujo intermedio y flujo basal. La figura 11.18 es un hidrograma correspondiente al río Chattahoochee (Georgia) un gran río con una gran cuenca, 8.700 km2, gran parte de ella situada en los Apalaches. Las bruscas y claras fluctuaciones en el caudal son producidas por el flujo superficial y el intermedio que siguen a períodos de lluvia de 1 a 3 días de duración. Son semejantes al hidro­ grama de la figura 11.17, a excepción de que en la figura 11.18 se registra un período de tiempo mayor, compri­ miéndose por esta causa la escala. Después de cada período de lluvias, el caudal disminu­ ye rápidamente; pero si sucede otra tormenta en pocos días, el caudal vuelve a aumentar hasta otro máximo. El gráfico ampliado muestra ciertos detalles para el mes de enero. Donde media un largo período interpluvial, el caudal disminuye hasta un bajo nivel, que corresponde al flujo basal donde queda nivelado. A lo largo del año el flujo basal, que representa la afluencia de agua de la zona de saturación a la corriente, sufre un notable ciclo anual . Durante el período de recar­ ga (invierno e inicios de la primavera) la altura del nivel freático asciende y la proporción de afluencia en el río se incrementa. En el río Chattahoochee la cantidad de flujo basal comienza a declinar en primavera cuando comienza una intensa evapotranspiración lo que reduce el agua presente en el suelo, cortándose la recarga del acuífero . L a disminución continúa a lo largo d e l verano, alcanzan­ do un mínimo de 30 m3/s a finales de octubre. Finalmente examinando el hidrograma del río Missouri

Avenidas Todo el mundo ha visto suficientes fotos en los medios de comunicación, de grandes avenidas o crecidas de ríos para tener una idea del aspecto que presentan y sus efectos devastadores por su gran poder erosivo y por los sedimentos y arcillas que abandonan tras su paso. Incluso así, no es fácil definir qué es una avenida o crecida. Quizás sea suficiente decir que una condición para que exista es que la carga que lleva un río, no ·puede ser acomodada a los márgenes de su cauce normal, de mane-

4000

m 3/s

3000

¡¡;

"O ::i "'

t.>

2000 1000 o

o

N

FIGURA 11.19.

D

E

F

M

A

M

J

A

s

o

N

D

E

F

M

A

M

J

A

s

Caudal del río Missouri. ( Datos procedentes del U.S. Geological Survey en

E.E. Foster, Rainfal/ and Runoff.)

200

Escorrentía y recursos bídrlcos

ra que el agua se desborda sobre las tierras adyacentes donde florecen cultivos y bosques. Los cursos fluviales más largos de climas húmedos tienen un lecho de inundación, una franja de terreno bajo y llano que limita el cauce en uno o ambos lados, que son inundados por la corriente de agua aproximada­ mente una vez al año. Esta crecida sucede generalmente en la estación en que existe una abundancia de aportes de aguas superficiales, en combinación con los efectos de un nivel freático elevado, y que suministrer. más agua de arroyada de la que puede albergar el cauce. Tal inun­ dación se considera crecida aun cuando es un suceso esperado y que no impide el cultivo tras su paso. La inundación estacional tampoco interfiere el crecimiento de densos bosques, los cuales están ampliamente distri­ buidos sobre los márgenes de los lechos de inundación en las regiones húmedas del globo. Descargas todavía más importantes de agua, raras y desastrosas, pueden ocurrir de una forma infrecuente cada 30 o 50 años, inundando lo� terrenos que se ubican sobre el lecho de inundación (figura 11.20) A fines prácticos, el Servicio Nacional de Meteorología de E E . U U . (National Weather Service) posee un sistema de alertas de avenidas mediante la designación de un área con una altura precisa, en un lugar determinado. Una vez se sobrepasa ésta se dice que el río se encuentra en fase de crecida, e indica que el nivel crítico ha sido ya alcanzado y que se espera que empiece la inundación. Inmediatamente que el caudal se sitúe en o por debajo del nivel de crecida se dice que el río se halla en fase de

encauzamiento .

Avance de

la

crecida río abajo

El aumento del nivel del río hasta su máxima altura, o cresta, seguido por una disminución gradual del mismo es conocida bajo el nombre de ola de crecida, que no es más que un gran aumento, y su posterior disminución, del caudal del río, y que corresponde a los tipos ya analizados en anteriores párrafos y que sigue, de este modo, las mismas directrices. La figura 11.21 A muestra el avance de una crecida en la dirección de la corriente sobre el sistema hidrográfico Chattooga-Savannah. En el río Chattooga, a su paso por Clayton (Georgia) el máxi­ mo de la crecida, o cresta, fue alcanzado rápidamente -un día después de la tormenta- siguiendo a ésp una rápida subsidencia. En el río Savannah, 105 km más aba­ jo, en Calhoun Fa lis (Carolina del Sur), la cresta de la crecida sucedió un día después de la tormenta inicial, pero el caudal resultó ser mucho mayor debido a que incluía una cuenca de drenaje también mayor. Más abajo todavía, a 153 km, en un lugar próximo a Clyo ( Georgia) el mismo río llegó a su máxima crecida cinco días des­ pués de la tormenta inicial con un caudal de 1 . 700 m3/s. Esta serie de tres hidrogramas muestra que: 1 . El tiempo de retardo en ocurrir la cresta de la avenida se incrementa a medida que avanzamos río abajo. 2. El período comprendido entre el ascenso y la dismi­ nución de la ola de crecida deviene mayor a medida que nos desplazamos río abajo, y que, por lo tanto, aumenta la cuenca hidrográfica. 3. El caudal aumenta, también, río abajo y a medida que el área de la cuenca de drenaje aumenta.

FIGURA 11.20. En marzo de 1936 el río Connecticut inundó parcialmente la ciudad de Hartford. El cauce del río se halla a su izquierda, sus márgenes están marcadas por una línea de árboles. (Fotografía oficial, 8th Photo Section, A. C . , U . S . Army . )

Avance de la crecida río abajo

201

La figura 11.21 B es una presentación algo diferente de los datos de la misma crecida en la que el caudal se ofrece en unidades de área (m3/s/km 2 ) , eliminando, de este modo, el efecto del aumento en el caudal río abajo y mostrándonos solamente la forma de la cresta de crecida.

Durante el 25 % de los años registrados, el valor máximo mensual se hallaba en estos límites.

Cuartil superior

Predicción de crecidas El Servicio Nacional de Meteorología trabaja en el Servi­ cio de Pronóstico de Avenidas ( River and Flood Forecas­ ting Service) a través de 85 oficinas localizadas en puntos estratégicos a lo largo de los grandes cursos fluviales de los Estados Unidos. Cada una de ellas trabaja en el pro­ blema de este pronóstico para las comunidades de un distrito asociado, situadas para poder operar sobre una o más cuencas fluviales. La cooperación conjunta es mante­ nida a través de diversas agencias que planifican la eva­ cuación de las áreas en peligro, y la mudanza o protec­ ción de propiedades vulnerables. En la figura 11.22 se utiliza un sencillo análisis para sugerir la probabilidad que un determinado máximo ni­ vel ocurra en un determinado mes del año. Cada barra está divida en cuartiles o grupos de 25 % que correspon­ den a los máximos niveles observados durante el mes. Los puntos en la parte superior e inferior de la barra nos ofrecen los niveles máximos y mínimos observados du­ rante el período total registrado. La gráfica para el río Mississippi en Vicksburg nos muestra un gran río que responde a las grandes crecidas primaverales que se ajustan a un ciclo anual. Todas las avenidas se han producido en los seis primeros meses del año. El río Colorado a su paso por Austin (Texas) ejem­ plifica un curso que drena una amplia región semiárida. 2000 60 000

m3/s

1500

Caudal pies'/s

40 000

1000

20 000

Máxima altura registrada

500

Durante el 50 % de los años, el valor máximo registrado se sitúa en estos 1 ím ites

Durante el 25 % de los años, el valor máximo mensual se situaba en estos márgenes.

Cuartil inferior

Menor valor mensual registrado en una crecida

FIGURA 1 1 .22. ( Gráfica superior y derecha) . Mediante gráficas como ésta se indica el máximo nivel alcanzado en cada mes, en porcentajes. A Ja derecha se encuentran estos porcentajes para cuatro ríos a lo largo del año. (Nacional Weather Service.)

Las crecidas estivales son producidas directamente por las lluvias torrenciales originadas por la invasión de ma­ sas de aire tropicales. Las avenidas de finales del verano y sus descensos, se atribuyen, a menudo, a tormentas tropi­ cales (huracanes) que se desplazan tierra adentro desde el golfo de México. El río Sacramento a su paso por Red Bluff (California) tiene sus crecidas estacionales durante el invierno, cuando las lluvias son intensas, pero a finales de verano el caudal disminuye a su mínima expresión pues constituye un período muy seco del clima medite­ rráneo. La gráfica de las crecidas esperadas para el río Connecticut en Hartford, muestra dos períodos estaciona­ les con avenidas. El más seguro de los dos sucede a principios de la primavera cuando se da la rápida fusión de las nieves sobre las montañas de Nueva Inglaterra. El segundo corresponde a otoño, cuando se dan violentas e intensas lluvias de tormenta, algunas de ellas huracana­ das, lo cual trae unos niveles excepcionalmente altos. La regulación de las avenidas en los grandes ríos se describe en el capítulo 16 en conexión con la morfología de los lechos de inundación.

Efectos hidrográficos de la urbanización

Pies'/s por milla cuadrada

40

2 3 4 5

6

7 8 9 10 1 1 12 1 3 14 o 0,4 m3/s

por km>

30

0,3

20

0,2

10

0,1

o

1 2 3 4 5

6

7 8 9 10 11 12 13 14 º·º

Tiempo en días

FIGURA 1 1 . 2 1 . Avances de las crecidas río abajo. (Según William G. Hoyt y Walter B. Langbein, Floods; Copyright 1955 por la Princeton University Press; figs. 8 y 1 3 , págs. 39 y 45. Reimpresión bajo permiso de Ja Princeton University Press.)

202

Las cuencas hidrográficas se alteran de dos maneras por el proceso de urbanización. Primero, un aumento del porcentaje de superficie impermeable á la filtración debi­ do a la construcción de tejados, calzadas, aceras, pavi­ mentos o plazas de aparcamientos. Se estima que en áreas residenciales para parcelas de 1.400 m 2 ·e1 área impermea­ bilizada suma un total del 25 %; para una parcela de 560 m 2 , el área impermeable es del 80 % . Un incremento en la proporción de superficies de este tipo reduce la infiltración y aumenta el agua arroyada procedente de un área urbanizada. Un resultado Jmpor­ tante es que se incrementa la frecuencia y altura del máximo de crecida durante intensas tormentas. Hay tam­ bién una reducción de la recarga del agua de saturación conllevando una disminución de la contribución del flu­ jo basal a los canales del área estudiada. De este modo, el cauce de las corrientes es mayor, tanto en los períodos de

Escorrentía y recursos bídrlcos

Río Mississippi, Viksburz, Miss.

Río Colorado, Austin, Tex.

1879 - 1944

1904 - 1944

pies

pies

m

50

15

Fase de crecida -----

13 m (43 pies)

40

m

40

10

30 Fase de crecida

10

-6 , 4 m -(21 pies)

-

30 5

Qj

z

-

20

>

10

20 5 10

o

o

o

o

E

E

F

M

A

M

J

A

S

O

N

D

Río Connecticut, Hartford, Conn.

1871 - 1877, 1896 - l900, 1903 - 1944

������ 40

Río Sacramento, Red Bluff, Calif.

1891 - 1 944

m

10

Fase de crecida

5m ( 1 6 pies)

pies

30 20 10

estiaje en las sequías, como durante las avenidas, debido al proceso urbanizador. Un segundo cambio ocasionado por la urbanización es la introducción del alcantarillado que permite que la arroyada circule subterráneamente fuera de las zonas pavimentadas, yendo a desaguar direc­ tamente a los canales. El tiempo de progresión de la escorrentía hacia los cauces es acortado al mismo tiempo que es ·incrementada la cantidad de agua de arroyada por extensión de las superficies impermeabilizadas. Ambos cambios juntos cooperan en la reducción del tiempo de retardo tal como se puede observar en los hidrogramas de la figura 11.23. Las zonas suburbanas, cuya expansión ha sido muy acelerada, están ahora ocasionando que ciertas áreas resi­ denciales situadas en lugares bajos antiguamente libres de toda inundación, estén siendo amenazadas por este peligro debido al desbordamiento de las corrientes pró­ ximas. La necesidad de un estudio ponderado del terre­ no, así como una planificación del uso del suelo es obvio en tales casos, a fin de proteger al incauto comprador de parcelas, para instalar su casa, de una localización inade­ cuada expuesta a los peligros de inundación por desbor­ damiento de algún curso fluvial cercano. Una solución parcial al problema planteado por la

Lagos y embalses

canalización subterránea de las crecidas consiste en de­ volver la escorrentía superficial a la zona de saturación mediante una zanja de infiltración. Este programa ha sido adoptado en Long Island (Nueva York) donde la infiltra­ ción tiene altas proporciones debido a los materiales arenosos de origen glaciar que forman el sustrato donde se asienta. Otra posibilidad es la de disponer la escorren­ tía en pozos de recarga. En Orlando (Florida) el agua de arroyada de origen pluvial se hace entrar en pozos que conectan con el sistema de cuevas de roca caliza. La capacidad del medio edáfico para absorber la escorrentía sin necesidad de embalsamientos previos comienza a ser atractiva. Un ejemplo de ello lo constituye Fresno (Cali­ fornia) donde se han construido un gran número de pozos repletos de gravas. Éstos tienen un diámetro de 76 cm y reciben la escorrentía de las calles. Este sistema ha sido verificado con éxito en el drenaje del agua aportada por las tormentas.

Lagos y embalses Los lagos constituyen una parte integrante de los sistemas de drenaje y participan de la escorrentía del agua en el

203

Tiempo de retardo

Antes de urban izarse

Después de urban izarse

Tiempo (h) FIGURA 11.23.

Hidrogramas esquemáticos donde se reflejan Jos efectos de la urbanización en el tiempo de retardo y en el máximo de caudal en la crecida. Los puntos CMP y CMR son los centros de masas de precipitación y escorrentía, respectivamente, tal como en la figura 1 1 . 1 7 . (Según L.B. Leopold, 1 968, U . S . Geological Survey, Circular 554. )

ciclo hidrológico. Representan para el hombre un recur· so de la mayor importancia, en muchos sentidos, como por ejemplo: son grandes reservas de agua dulce, mantie­ nen los ecosistemas que proveen la alimentación huma· na. Actualmente el valor recreacional de los lagos se supone de creciente importancia. Donde los lagos no se encuentran de forma natural en las partes bajas de las cuencas de drenaje, el hombre los crea artificialmente emplazándolos a través de los cursos fluviales. Muchas regiones que antiguamente tenían la· gos artificiales se encuentran, ahora, suministradas abun­ dantemente. En cuanto se atraviesan con aeroplano tales regiones, el reflejo de la luz solar sobre cientos de estos embalses acaparan nuestra mirada. Algunos de ellos son tan sólo pequeños estanques para abastecer ranchos y granjas; otros cubren cientos de kilómetros cuadrados. Evidentemente la abundancia de tales reservas represen· ta una modificación ambiental con amplias repercusio­ nes. El término lago incluye una gran variedad de tipos de masas de agua cuyo único punto en común es que tienen una superficie de agua expuesta a la atmósfera y sin que exista un tamaño que pueda servir como punto de refe­ rencia. Estanques (pequeños generalmente con aguas po­ co profundas) , marismas y terrenos pantanosos con agua permanente pueden incluirse dentro de esta categoría. El agua de los lagos puede ser dulce o salada y pode· mos tener cierta dificultad para decidir si una masa de agua salada adyacente a un mar abierto puede clasificarse como lago o como extensión marítima. Una regla práctica para establecer este criterio es la de que una masa de agua costera no es lago si está sujeta al influjo del agua salada procedente del mar. Las superficies lacustres, sin embargo, pueden situarse por debajo del nivel marino.

204

Un ejemplo de ello lo constituye el mar Muerto cuya altura es de -396 m por debajo de la superficie del mar. El más extenso de los lagos es el mar Caspio, cuya altura es de -25 m bajo el nivel del mar. De forma significativa cabe decir que ambos lagos situados por debajo del nivel marino poseen agua salada. Las cuencas ocupadas por los lagos muestran una am­ plia variedad de orígenes, tantas como variedad de tama­ ños existen. Éstas se crean por procesos geológicos, y no constituiría sorpresa alguna que cada lago fuera origina­ do por cada categoría de proceso geológico. Un punto importante en el momento de hablar sobre lagos, es el que son resultado, la mayoría de ellos, de sucesos recientes en términos geológicos. Los lagos