Guia Climatologia 4

HUMEDAD ATMOFERICA Los estados de la materia son: sólido, líquido y gaseoso. Tanto el gas como el líquido son fluidos. El gas es una sustancia que se expande fácilmente hasta llenar un recipiente vacío. Se comprime fácilmente y es menos denso que los líquidos y sólidos de la misma composición química. El líquido es una sustancia que fluye libremente en respuestas a presiones desiguales. Los sólidos son sustancias que resisten cambios de forma y volumen. Soportan grandes presiones desiguales sin alterarse. Los cambios de estado del agua requieren aportes o liberaciones de energía calorífica según sea la dirección del cambio.

En meteorología los intercambios de energía calorífica que acompañan a los cambios de estado del agua son muy importantes. Cuando el agua se evapora, el calor sensible (aquel que se mide por termómetro) pasa a una forma más oculta contenida en el vapor de agua, conocida como calor latente de vaporización, lo que supone una absorción de energía en calorías por gramo. Del mismo modo, el proceso de congelación supone liberar una cantidad de energía calorífica de 80 calorías por gramo. El proceso contrario absorbe energía, llamado calor latente de fusión. Humedad La cantidad de vapor de agua presente en el aire a una hora determinada varía considerablemente de un lugar a otro, desde casi nada en el aire seco y frío de las regiones polares durante el invierno a más del 5% de un volumen dado de atmósfera en sectores húmedos ecuatoriales. En general a mayor temperatura mayor capacidad higrométrica. El agua en el mundo se encuentra en un 97% en los océanos y un 1% en la atmósfera. El porcentaje restante lo componen las aguas continentales, de las cuales un 75% está en glaciares y nieves, un 24% en el subsuelo o napas subterráneas y tan sólo un 0,4% en la superficie en forma de lagos o ríos. La humedad atmosférica es la cantidad de vapor de agua presente en el aire, depende entre otras cosas de la temperatura. Para una temperatura específica, la cantidad de humedad que puede contener una porción o volumen de aire tiene un límite conocido como punto de saturación. Para determinada temperatura, la proporción de vapor de agua relacionada con la máxima capacidad que pueda contener una porción de aire se denomina humedad relativa del aire (HR) y se expresa en %. En un aire saturado la HR es del 100%. Los cambios de la HR se atribuyen a dos

causas. En el mar la HR puede incrementarse por evaporación, lo que es un proceso muy lento. Pero por otra parte la HR varía por cambios de temperatura. Cuando no hay suma de vapor de agua al aire, el descenso de las temperaturas puede incrementar la HR. Este cambio es automático debido a que la capacidad del aire para contener el agua en estado gaseoso disminuye con el enfriamiento, lo que finalmente supone un incremento de la HR respecto a la capacidad total de una porción de aire determinada, capacidad que ya se explicó porque desciende. En forma inversa, el aumento de las temperaturas puede disminuir la HR aún cuando no exista liberalización de vapor de agua.

En el siguiente cuadro se aprecia que a las 10:00 AM la temperatura del aire es de 16°C y una HR de 50%, sin embargo, ya a las 15:00 PM el aire más caliente producto de la acción del sol llega a los 32°C y la HR disminuye a 20%, lo que supone un aire más seco. En cambio, a las 04:00 AM el aire se ha enfriado por el anochecer y la temperatura es de solo 5°C, lo que supone una HR del 100%, es decir un aire saturado. Un mayor enfriamiento ocasionará la condensación del vapor de agua excedente en forma líquida o gaseosa. Si eso ocurre, la HR seguirá siendo del 100% pero la condensación ocasionará pequeñas gotitas de rocío o niebla. Si la temperatura desciende de 0°C se puede formar escarcha.

El punto de rocío es la temperatura crítica, el punto en el cual el aire se satura por enfriamiento. Por debajo de la temperatura del punto de rocío se produce condensación en las formas antes señaladas. En general, los valores máximos de HR en el mundo están en las regiones tropicales, debido a la gran cantidad de evaporación o vapor de agua presente en dichas zonas, pero también en las

regiones polares, debido al factor temperatura, debido a que el aire frío presenta una baja capacidad higrométrica lo que hace que el aire se sature con muy poco vapor de agua en el ambiente. Formación de las precipitaciones (condensación y proceso adiabático). La lluvia, nieve o granizo son parte de un mismo fenómeno denominado precipitación. Solo cuando las masas de aire experimentan una continua disminución de las temperaturas por debajo del punto de rocío, la precipitación adquiere importancia. Ello luego del ascenso de las masas de aire hasta elevadas alturas. El aire ascendente (como lo que sucede en los centros de las espirales de baja presión) experimenta una disminución de las temperaturas y un decrecimiento de la presión atmosférica en altura lo que permite al aire ascendente expandirse. El calor sensible del gas en expansión disminuye. A todo esto se le denomina proceso adiabático. Recordando que la expansión resulta siempre de un enfriamiento y la compresión de un calentamiento en el aire. En una porción de aire ascendente el valor del descenso de las temperaturas, conocido como gradiente adiabática seca es de 10°C por cada 1.000 metros de ascenso vertical si es que no hay condensación. No confundir el gradiente adiabático de enfriamiento con el gradiente de temperatura expuesto con anterioridad que se aplica para el aire estable. En la figura que sigue se ve el aire ascendente (a modo de burbujas). En las condiciones iniciales, el aire próximo a la tierra tiene una temperatura de 20°C y su punto de rocío está a 12°C. Si las burbujas de aire sufren un ascenso continuo y un decrecimiento de su temperatura mayor al decrecimiento del punto de rocío (que dicho sea de paso también disminuye con la altura a razón de 2°C por cada 1.000 metros), ambas líneas imaginarias convergerán rápidamente . Para el ejemplo, a 1.000 metros la temperatura del aire converge con la del punto de rocío, por lo que las burbujas de aire se saturarán. Si las burbujas suben más simplemente condensarán en diminutas gotas de agua y formarán la nube. Hagan el ejercicio visual de ver a que altura está la base (parte baja) de la nube y sabrán donde se produce la condensación.

Cuando el vapor de agua se condensa, el calor latente se transforma en calor sensible compensando en algo la disminución de temperatura por el proceso adiabático. Por ello la gradiente adiabática luego del nivel de condensación se reduce a 3°C cada 1.000 metros. (gradiente adiabática de saturación).

Las nubes y los tipos de precipitación. Ya vimos como se origina una nube, ahora procedamos a definirla. Una nube es una masa densa de partículas de agua o hielo que se atraen, y se clasifican de acuerdo a la altura donde se localizan y según su forma. La niebla es simplemente una nube en contacto con la superficie marítima o terrestre y se forma cuando la temperatura es inferior al punto de rocío. Durante el ascenso de la masa de aire saturada las partículas al interior de la nube crecerán rápidamente uniéndose por colisiones formando la llovizna o la lluvia. La nieve es una mezcla de cristales de hielo y gotas de agua muy frías. Los cristales de hielo cuajan formando los copos de nieve. Generalmente se señalan tres tipos clásicos de precipitación: convección, frontales y orográficas. La precipitación por convección o lluvias convectivas se producen por fuertes corrientes ascendentes de aire húmedo en las llamadas células de convección. El aire se eleva súbitamente en la célula ya que tiene menor densidad que el aire que lo rodea, lo que eleva las burbujas de aire como si fueran globos. El aire al ascender se enfría adiabáticamente hasta que su temperatura estará bajo el punto de rocío. La condensación comienza y aparece una nube tipo cúmulo o cumulonimbo precipitando en el mismo lugar donde se forma. Este tipo de lluvia es muy común en lugares tropicales, con predominio de aire húmedo y cálido. Generalmente son lluvias de grandes aguaceros y tormentas. En las tormentas se pueden producir relámpagos y rayos que generan grandes arcos eléctricos de más de 60.000 amperios, pero también pueden producir granizos generados en las grandes corrientes ascendentes del aire en una tormenta. Las lluvias orográficas se producen debido a que el ascenso de grandes masas de aire se asocia a vientos predominantes que tropiezan con barreras montañosas. La capa de aire tenderá a subir y superar la barrera orográfica. El aire asciende por la barrera del barlovento y se enfría siguiendo el proceso adiabático seco, logrando posteriormente la condensación y las consiguientes lluvias. Una vez traspasada la cumbre el aire comienza a descender por sotavento sufriendo un recalentamiento y se reseca debido a que no hay fuentes que le suministren humedad. En esta parte el aire es más cálido y la vegetación de sotavento es muy inferior a la de barlovento, ya que generalmente llueve menos en la ladera contraria a donde se manifiesta la lluvia orográfica.

Un buen ejemplo de lo anterior se aprecia en el valle de Santiago. En Pudahuel, que se encuentra en las inmediaciones de la ladera de sotavento de una de las estribaciones de la cordillera de La Costa, el monto de precipitación anual es de 261 mm. En cambio en Tobalaba, cerca de la ladera de barlovento de la cordillera de Los Andes, el monto de precipitación es de 347 mm anuales. A su vez, si va por la carretera 68 en dirección a Valparaíso fíjense que la vegetación en la ladera de barlovento de la cordillera de la Costa, a la salida del túnel Lo Prado (si van desde Santiago a la costa) es mucho mayor que en la ladera de sotavento de la misma cordillera (antes de entrar al túnel yendo desde Santiago). Sin considerar factores de umbría y solana. Un tercer tipo de lluvias son los denominados sistemas frontales o lluvias frontales, que se explicarán en la siguiente guía.