w de agrometeorologia temperatura
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AGROMETEOROLOGIA
I. INTRODUCCION
Los rayos solares atraviesan la atmósfera sin que el aire absorba una
cantidad apreciable del calor de aquellos. Pero, en cambio, la
radiación solar es absorbida por la tierra, la cual a su vez calienta por
contacto las capas inferiores de la atmósfera, y estas luego
transmiten su calor a las capas más altas, en virtud de las corrientes
de convección que se establecen. Así pues, en general, las capas
bajas de la atmósfera se hallan a mayor temperatura que las situadas
encima de ellas y, por tanto, la temperatura del aire, igual que la
presión, disminuye con la altitud.
Este capítulo comienza con una presentación del concepto de
temperatura. Después de ofrecer varias definiciones de esto, luengo
se tiene ala temperatura media. También describe la estructura
atmosférica de temperatura Examina en detalle las distribuciones
estacionales y geográficas de la temperatura y el ciclo diurno de
temperaturas en la superficie, así como los factores influyentes.
Finalmente, presenta las masas de aire y los climas tropicales.
II. OBJETIVOS
Llegar a un entendimiento pleno de todos los parámetros de la
temperatura.
describir la distribución diurna típica de temperatura y los
factores que influyen en dicha distribución.
Graficar las temperaturas medias del aire y sus variaciones.
describir la distribución geográfica y estacional de la temperatura
de superficie y los factores que afectan a dicha distribución.
comprender el concepto de balance de radiación en términos de
la energía recibida y perdida por la Tierra y por la atmósfera
III. DESARROLLO.
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1. TEMPERATURA DEL AIRE.
E s una magnitud referida a las nociones comunes de caliente,
tibio, frío que puede ser medida, especificamente, con
untermómetro. En física, se define como una magnitud
escalar relacionada con la energía interna de un sistema
termodinámico, definida por el principio cero de la termodinámica.
Más específicamente, está relacionada directamente con la parte de
la energía interna conocida como "energía cinética", que es la
energía asociada a los movimientos de las partículas del sistema,
sea en un sentido traslacional, rotacional, o en forma de
vibraciones. A medida de que sea mayor la energía cinética de un
sistema, se observa que éste se encuentra más "caliente"; es decir,
que su temperatura es mayor.
Así pues, en general, las
capas bajas de la atmósfera
se hallan a mayor
temperatura que las
situadas encima de ellas y,
por tanto, la temperatura
del aire, igual que la
presión, disminuye con la
altitud. Esta afirmación
puede tomarse como cierta
para los 11 ó 12 primeros
kilómetros de la atmósfera, siendo la disminución (gradiente) de unos
0.55º C. por cada 100 m. de aumento en la altura.
En las noches claras, el calor acumulado en la tierra durante el
día es irradiado con gran rapidez, de modo que la capa más baja de la
atmósfera se enfría antes que las de encima; entonces, la
temperatura del aire en la proximidad de la tierra puede ser más baja
que en otras capas más altas, invirtiéndose el "gradiente de
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temperatura", es decir, que esta aumenta con la altitud (inversión del
gradiente) en vez de disminuir.
Si una masa parcial del aire se calienta más que otras que la
rodean, se expandirá, adquirirá menor densidad y tenderá a elevarse.
Pero, al ascender, penetrará en regiones de presión cada vez menor,
lo cual favorecerá todavía más la expansión del aire. Esta expansión,
que se llama cambio de estado térmico, produce un enfrentamiento;
si tal cambio de estado ocurre sin absorber calor del medio que rodea
a dicha masa de aire, ni cedérselo, se dice que la expansión es
adiabática. El gradiente de temperatura, en tales condiciones, es de
1ºC. por cada 100 m. de aumento de altura, denominándose
gradiente adiabático seco.
Que dicha masa de aire continué subiendo, o no, dependerá de
la relación que entre sí
guarden su gradiente
adiabático y el gradiente
termométrico del aire que la
rodea. Si el segundo
gradiente es mayor que el
primero, el aire seguirá
ascendiendo, pues, a
cualquier altitud
considerada, será todavía
mas caliente (y por tanto
menos denso) que el aire
que le envuelve. Se dice entonces que la atmósfera es inestable.
Cuando ocurra lo contrario, o sea, cuando el gradiente adiabático
supere el gradiente termométrico, el aire que se eleva entra en
regiones donde, a una altura dada, se hallará rodeado de aire mas
caliente; en consecuencia, la masa ascendente resultará mas densa y
su tendencia a elevarse quedará frenada. La atmósfera entonces será
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estable. Claro está que una inversión del gradiente supone
condiciones de gran estabilidad.
Factores que intervienen en la temperatura del aire
La temperatura del aire que se mide con el termómetro de mercurio o
el termógrafo, sufre variaciones dependiendo de diversos factores,
podemos destacar los siguientes:
VARIACION DIURNA
Se define como el cambio de temperatura entre el día y la noche,
producido por la rotación de la Tierra. Durante el día la radiación solar
es en general mayor que la terrestre, por lo tanto la superficie de la
Tierra se torna más caliente.
Durante la noche, en ausencia de la radiación solar, solo actúa la
radiación terrestre y consecuentemente la superficie se enfría. Este
enfriamiento continúa hasta la salida del sol. Por lo tanto la
temperatura mínima ocurre generalmente poco antes de la salida del
sol.
VARIACION ESTACIONAL.
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Esta variación se debe a la inclinación del eje terrestre y el
movimiento de traslación de la Tierra alrededor del Sol. El ángulo de
incidencia de los rayos solares varía estacionalmente en forma
diferente para los dos hemisferios.
El hemisferio norte es más cálido en los meses de junio, julio y
agosto, en tanto que el hemisferio sur recibe más energía en
diciembre, enero y febrero.
VARIACION CON LA LATITUD.
La mayor inclinación de los rayos solares en altas latitudes, hacen
que estos entreguen menor energía solar sobre estas regiones,
siendo mínima dicha energía en los polos. Sin embargo, en el Ecuador
los rayos solares llegan perpendiculares, siendo allí máxima la
entrega energética.
VARIACIÓN CON EL TIPO DE SUPERFICIE
En primer lugar la distribución de continentes y océanos produce un
efecto muy importante en la variación de la temperatura, debido a
sus diferentes capacidades de absorción y emisión de la radiación.
Las grandes masas de agua tienden a minimizar los cambios de
temperatura, mientras que los continentes tienden permiten
variaciones considerables en la misma. Sobre los continentes existes
diferentes tipos de suelo: Los terrenos pantanosos, húmedos y las
áreas con vegetación espesa tienden a atenuar los cambios de
temperaturas, en tanto que las regiones desérticas o áridas permiten
grandes cambios en la misma.
VARIACIONES CON LA ALTURA.
A través de la primera parte de la atmósfera, llamada troposfera, la
temperatura decrece con la altura. Este decrecimiento se define
como gradiente vertical de temperatura y es en promedio de 6,5º C /
1000 m. Sin embargo ocurre a menudo que se registra una aumento
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de la temperatura con la altura: Inversión de temperatura. Durante la
noche la Tierra irradia (pierde calor) y se enfría mucho más rápido
que el aire que la circunda; entonces el aire en contacto con ella será
más frío mientras que por encima la temperatura será mayor.
Otras veces se debe al ingreso de aire caliente en algunas capas
determinadas debido a la presencia de alguna zona frontal.
2. TEMPERATURA MEDIA MENSUAL
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El mes más frío es enero, las bajas temperaturas están relacionadas
con que el día dura menos y las masas de aire polar tienen más
influencia. Las principales características son el descenso de
temperaturas de norte a sur y de la periferia al interior. En la zona
oriental peninsular es donde se dan los cambios más bruscos de
temperaturas relacionados con la propia orografía (Mediterráneo y
montaña): La zona más cercana al Mediterráneo es más cálida que la
costa atlántica, esta diferencia de temperaturas se equilibra cuando
nos desplazamos hacia el norte. La submeseta norte es más fría que
la sur. La última característica es el fuerte contraste entre la
depresión del Ebro (de 4 a 6 °C) y la del Guadalquivir (de 8 a 12 °C)
debido a que la del Ebro está encajada por varios conjuntos
montañosos y la continentalidad es superior, también influye la
latitud. La del Guadalquivir recibe influencia de masas de aire cálido
al no estar encerrada.
El mes más cálido es julio, tiene especial importancia el anticiclón de
las Azores, también se introducirán por el sur masas de aire tropical-
continental. Características:
La característica más destacable es que en la mitad sur las
temperaturas aumentan desde la costa al interior lo que
contrasta con lo que ocurre en el norte.
El influjo del anticiclón de las Azores es de diferente magnitud,
en la Cornisa Cantábrica la influencia es restringida, en el
centro y sur aumenta más y las temperaturas ascienden de
norte a sur.
La costa mediterránea es más cálida que la atlántica, la
submeseta norte queda por debajo de los 22 °C de media y en
el sur se superan los 28 °C.
En el valle del Guadalquivir se dan las temperaturas más altas
superando los 28 °C de media. En los valles del Segura y
Guadiana se superan los 26 °C.
Distribución estacional y geográfica de la temperatura
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La latitud es el factor de mayor influencia en la temperatura media
anual. La duración de la luz del día y el ángulo de declinación solar
varían con la latitud. La cantidad de energía incidente por unidad de
superficie disminuye hacia los polos.. En los lugares situados entre los
trópicos de Cáncer y Capricornio, los rayos solares son muy verticales
y, por tanto, menos atenuados por la atmósfera, mientras en las
latitudes más altas la insolación es atenuada debido a la mayor
distancia que los rayos solares deben recorrer para atravesar la
atmósfera (fig. 1.1). incluso una pequeña diferencia en el ángulo de
declinación solar puede afectar la amplitud térmica y la temperatura
media anual. En las latitudes más altas, la amplitud térmica es mayor
y exhibe un pico en julio (hemisferio norte) o en enero (hemisferio
sur).
El ciclo anual de temperatura de algunas estaciones meteorológicas
del hemisferio sur (el signo negativo indica latitud sur).
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Muestra claramente el control que ejerce la latitud en la temperatura
media y la amplitud térmica anual. En términos generales, la
temperatura media disminuye y la amplitud térmica aumenta con la
distancia entre el ecuador y los polos. Para una estación de latitud
baja, como Pontianak, la media mensual se mantiene por encima de
25 °C y el intervalo entre la temperatura media mensual mínima y
máxima es de 2 °C o menos. Conforme pasamos a las latitudes más
altas, la temperatura mínima mensual es más baja por un período
más largo, pero en verano es similar o incluso más alta que las
temperaturas que se registran en las estaciones cerca del ecuador.
La temperatura
media a 2 m para enero (a) y julio (b).
Muestra la temperatura media de los dos extremos estacionales
(enero y julio) y la animación muestra el ciclo anual completo. Las
máximas ocurren en las regiones continentales de los trópicos. El
patrón es casi zonal y sigue la latitud, sobre los océanos, mientras
cerca de las costas y sobre tierra firme hay una mayor variación
meridional. En las latitudes tropicales, las mínimas corresponden a
zonas de gran altitud, como en los Andes y en África oriental. En el
hemisferio norte, la mayor extensión de la masa continental produce
veranos más cálidos e inviernos más fríos que en el hemisferio sur.
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Los gradientes meridionales de temperatura son mayores en invierno
que en verano.
El efecto de las corrientes oceánicas predominantes se nota en los
bordes orientales y occidentales de las cuencas oceánicas y las
regiones costeras contiguas. Por ejemplo, junto a la costa de África
sudoriental, la temperatura media alcanza 30 °C o más, pero en la
costa sudoccidental y a la misma latitud, se registran temperaturas
de 20 °C o menores.
Los contrastes longitudinales en la temperatura son relativamente
pequeños (<6 °C) y se correlacionan con los continentes, que son
más fríos que los océanos en invierno y más cálidos en verano.
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Amplitud anual de temperaturas mensuales en la superficie (°C),
datos del proyecto de reanálisis japonés (JRA25) de 1979-2004.
En términos generales, los trópicos exhiben la menor amplitud anual
de temperatura en el mundo, menos de 1,5 °C en las regiones casi
ecuatoriales. La mayor amplitud térmica de las regiones subtropicales
se observa en las zonas centrales de los continentes africano y
australiano. En África, la máxima amplitud anual de temperatura
ocurre en el noroeste del continente, al sur de la cordillera del Atlas.
Australia experimenta la amplitud anual media de temperatura más
alta de todas las regiones continentales tropicales.
La influencia de los montes
La influencia de los montes sobre su medio ambiente forma parte de
una correlación tan vasta como compleja. Especialmente como
consecuencia del Proyecto de fomento para la región mediterránea,
de la FAO, se procede ahora a una revaloración de los conceptos
actuales al respecto, con vistas a una eventual publicación sobre el
particular. El profesor Pavari expone en este articulo algunos
antecedentes en forma de introducción general.
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Comparación de la temperatura media mensual del aire en el monte y en campo abierto (línea horizontal) (Según Schubert).
Pese a estas notables diferencias, los diagramas confirman el
fenómeno general ya observado en los montes del clima templado
frío de los tipos Aestatisilvae yAciculisilvae, o sea, el descenso de la
temperatura media mensual, en verano, y su elevación en el invierno.
Estas diferencias no pueden explicarse solamente en función de
causas físicas. Indudablemente, la cubierta de vuelo intercepta el
paso de los rayos solares, atenúa los movimientos del aire y retarda
las irradiaciones térmicas del suelo. Sin embargo, no es posible, en
realidad, explicar por qué la temperatura estival desciende mucho
más en el bosque de haya que en el de abeto rojo, a no ser que
pasemos a considerar la acción física de las diversas cubiertas
forestales y un nuevo elemento: la acción fisiológica. Porque en la
acción fisiológica hay que incluir la transpiración.
La transpiración sustrae calor, y durante el ciclo vegetativo determina
forzosamente una disminución térmica, tanto más acentuada cuanto
más intensa la transpiración. El diagrama de Schubert confirma el
fundamento de esta hipótesis, porque la más higrófila de las tres
especies es el haya, y la más xerófila, el pino silvestre. El abeto rojo
ocupa una posición intermedia. Las experiencias han demostrado
precisamente que la transpiración es máxima en el haya, mínima en
el pino silvestre e intermedia en el abeto rojo.4 Lógicamente, por
tanto, el descenso de temperatura entre la primavera y el otoño
debería ser directamente proporcional a la intensidad de
transpiración. Las curvas del diagrama lo confirman plenamente.
La intervención de un fenómeno fisiológico en cuanto determinante
de variaciones termométricas en el bosque respecto del exterior está
confirmada por el hecho vulgarísimo de que la temperatura estival de
los montes mediterráneos da la sensación de ser más elevada que
fuera de ellos. Se trata exactamente de todo lo contrario de lo que se
experimenta en los bosques de clima templado o frío. Podría
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suponerse que esta sensación contraria obedeciera a la reducidísima
ventilación interior del bosque; en cambio, se ha comprobado
experimentalmente que cuanto más xerófilos son los montes
mediterráneos, tanto más sus influencias se apartan de esta norma.
Variaciones mensuales de temperatura respecto del exterior (línea horizontal).
Hay una explicación para ello. En el forteto, como en todo bosque
xerófilo, la actividad transmigratoria queda fuertemente reducida
durante la estación cálida, de la primavera al otoño.
Consiguientemente, también la transpiración misma se reduce, en lo
cual estriba el proceso de adaptación xerofílica. Al cesar la
transpiración, la acción no conductiva de la densa cubierta de vuelo
siempreverde provoca una subida de temperatura respecto del
exterior; pero, apenas las primeras lluvias otoñales estimulan la
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reactividad vegetativa, la transpiración vuelve a entrar en juego y la
temperatura disminuye.
Es instructivo el examen del diagrama (Figura 2) que representa las
variaciones de temperatura en los bosques de hayas, abetos rojos y
pinos silvestres, en comparación con el exterior (Figura 2A). Para
cada especie, la disminución termométrica mensual llega al punto
máximo durante el período vegetativo; pero la reducción máxima
corresponde al haya, y la mínima, al pino silvestre. Sin embargo, en
los tres bosques mediterráneos estudiados la situación es muy
diversa. En el pinar de Migliarino (Figura 2B), al igual que en los tres
mencionados montes mesófilos, se verifica durante todo el año una
reducción en las variaciones termométricas, aunque de distinto modo,
ocurriendo lo mismo en el pinar de Cecina (Figura 2C). En
el forteto, por el contrario, las diferencias de temperatura durante el
verano y el otoño son mayores que en campo abierto, fenómeno éste
que se debe a la elevación máxima diurna, porque el efecto no
conductivo de la cubierta de vuelo no está compensado por pérdidas
térmicas a causa de la transpiración.5
5 Esta hipótesis habría debido avalarse con mediciones mensuales
directas de la transpiración, pero, prescindiendo de sus dificultades,
ello no fue posible porque la guerra destruyó todas las estaciones
meteorológicas que hubieran permitido seguir el curso de las
temperaturas y transpiraciones.
VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA CON LA ALTURA
A través de la primera parte de la atmósfera, llamada tropósfera, la
temperatura decrece normalmente con la altura. Este decrecimiento
de la temperatura con la altura recibe la denominación de Gradiente
Vertical de Temperatura, definido como un cociente entre la variación
de la temperatura y la variación de altura, entre dos niveles.
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En la tropósfera el G.V.T. medio es de aproximadamente 6.5° C / 1000
m. Sin embargo a menudo se registra un aumento de temperatura,
con la altura, en determinadas capas de la atmósfera. A este
incremento de la temperatura con la altura se la denomina inversión
de temperatura. Una inversión de temperatura se puede desarrollar a
menudo en las capas de la atmósfera que están en contacto con la
superficie terrestre, durante noches despejadas y frías, y en
condiciones de calma o de vientos muy suaves.
Superada esta capa de inversión térmica, la temperatura comienza a
disminuir nuevamente con la altura, restableciéndose las condiciones
normales en la tropósfera. Puede ocurrir que se produzcan
inversiones térmicas, en distintos niveles de altura de la tropósfera
inferior o media. Esto se debe, fundamentalmente, al ingreso de aire
caliente en algunas capas determinadas, debido a la presencia de
alguna zona frontal.
En términos generales, la temperatura decrece a lo largo de toda la
tropósfera, hasta alcanzar la región llamada estratósfera (variable con
la latitud y la época del año), donde la temperatura no decrece si no
que permanece aproximadamente constante o, inclusive, aumenta
con la altura.
INVERSIÓN TERMICA
Acción y efecto de invertir. Fenómeno que se presenta cuando el
patrón normal de temperatura en la atmósfera se comporta de forma
contraria, es decir, aumenta con la altitud. La presencia de una
inversión provoca estabilidad en la atmósfera. Coloquialmente se le
da el nombre de "Inversión Térmica"
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La inversión térmica es un fenómeno natural que, en principio, se
puede presentar cualquier día del año y a cualquier hora del día y que
debido a su carácter natural,
por si misma no representa
ningún riesgo para la salud
humana; solamente se vuelve
peligrosa cuando, en la capa
atmosférica en la que se
encuentre inmersa, existan
altas concentraciones de
contaminantes, ya que una
inversión térmica es sinónimo
de estabilidad atmosférica, al
menos temporal, por lo que no
permite la dispersión de los mencionados contaminantes mientras
dure.
El fenómeno de inversión térmica se presenta cuando en las noches
despejadas el suelo ha perdido calor por radiación, las capas de aire
cercanas a él se enfrían más rápido que las capas superiores de aire
lo cual provoca que se genere un gradiente positivo de temperatura
con la altitud (lo que es un fenómeno contrario al que se presenta
normalmente, la temperatura de la troposfera disminuye con la
altitud). Esto provoca que la capa de aire caliente quede atrapada
entre las 2 capas de aire frío sin poder circular, ya que la presencia de
la capa de aire frío cerca del suelo le da gran estabilidad a la
atmósfera porque prácticamente no hay convección térmica, ni
fenómenos de transporte y difusión de gases y esto hace que
disminuya la velocidad de mezclado vertical entre la región que hay
entre las 2 capas frías de aire.
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1. A PORTE CONCEPTUAL
La temperatura del aire solo depende del aporte de la energía solar,
la cual es absorbida en diferentes formas según las características de
la superficie sobre la cual incide,. La temperatura del aire es la que
circula a través de un abrigo meteorológico a una altura comprendida
entre 1.25 y 2 metros sobre el nivel del suelo:
el aire se calienta y se enfría debido a intercambios radiativos
de energía.
Estos intercambios generan movimientos del aire
El movimiento del aire conlleva trasporte de energía y masa
desde un lugar a otro
El calentamiento del aire es una consecuencia del intercambio
de energía (radiación) y a la vez es causa de intercambios de
energía (mecanismo de convección).
2. COCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Impulsar investigaciones agrometeorológicas a fin de definir
modelos apropiados que permitan el manejo, conservación y
uso de los recursos naturales, sin el deterioro de los
ecosistemas.
Lograr un mayor aprovechamiento de los recursos hídricos
mediante obras de infraestructura hidráulica adecuadas a las
diversas demandas de la región, particularmente en lo
referente a consumo humano, navegación e hidroenergía.
Implementar la red básica de estaciones hidrometeorológicas
que permitan caracterizar, en la mejor forma posible las
interacciones entre los diferentes parámetros del ciclo
hidrobiológico.
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3. BIBLIOGRAFIA CONSULTADA
Castillo, F. E. y F. Castellvi Sentis. 1996. Agrometeorología.
Ediciones (Mundi-Prensa. Madrid. España. 517 pp. )
Cuadrat, J.M. y M.F. Pita. 1997. Climatología. Ediciones Cátedra,
S.A.
(Madrid. España. 496 pp. )
De Fina, A. L. y A. C. Ravelo. 1978. Climatología y Fenología
Agrícolas. Ed. (EUDEBA. Buenos Aires. Argentina. 279 pp. )
Garabatos, M. 1990. Temas de Agro meteorología. Tomo 2.
Consejo Profesional de Ingeniería Agronómica y Orientación
Gráfica Editora. (Buenos Aires. Argentina. 209 pp. )
Strahler, A. N. y A.H. Strahler. 1989. Geografía Física. Tercera
Edición. Ediciones Omega, S.A. Barcelona. España. 539 pp.
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