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Oster (1979), afirma que antes de disponer de las imágenes de saté
lite, los datos de estaciones terrestres permitían localizar la lTCZ
por sus efectos postulados: al paso de la lTeZ corresponde tiempo
ciclónico, cubierto, lluvioso y fresco. Este se opone al tiempo an~
ticiclónico que antecede o sigue las depresiones de la lTCZ : tiempo
soleado, seco y con contrastes diurnos de temperaturas más marcadas.
Actualmente, las im¿genes de satélite permiten seguir la lTCZ visual
mente. Cuando es activa, se destaca sobre las imágenes como una faja
nubosa, más o menos continua. Debido a dichas imágenes de satélite
se afirma que las situaciones lluviosas en Colombia corresponden a
una ITCZ bien marcada sobre el Pacífico y que sigue sobre los Andes
Colombianos.
DESPLAZAMIENTO ESTACIONAL DE LA lTCZ.
Posición meridional de la lTCZ.
La ITCZ alcanza su posición más meridional en los meses de enero y /
febrero. Como se observa en la Figura 25, en América del Sur, la
ITCZ está centrada casi en el Ecuador y cruza la cuenca del Amazonas.
Asociada con ella existe una zona de baja presión que cubre toda la
cuenca del Amazonas. Los vientos son muy débiles en toda la zona y
la precipitación es abundante. En el lado septentrional de la ITCZ
el anticiclón del Atlántico Norte está bien desarrollado y causa fuer
tes vientos alisios secos, a lo largo de la Costa Norte de América del
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Sur. En la part~ meridional de la ITCZ los dos anticiclones de la
región sur del Pacífico y Atlántico alcanzan sus valores más bajos.
Entre estos dos centros de alta presión situados en los océanos se
desarrolla u~~área de baja pres i ón (B), como se observa en la Figura
25, que se extiende sobre gran parte del Brasil. Frere et ~ (1975),
mencionan que existe divergencia de criterio entre los investigado
res, para decidir si esta área de baja presión pertenece a la ITCZ;
El resultado es una razón de densa lluvia, que también afecta la ver
tiente oriental de los ~ndes. En la Costa Occidental el clima es muy
seco hasta la parte septentrional del Pera y el Ecuador. Más al norte
de la misma costa los vientos que soplan sobre el Mar Caribe son des
viados por la cordillera y se condensan en el borde septentrional de
Colombia, causando gran c~tltidad de precipitación durante todo el a~o.
Se suma a esta circulación regional, los fiujos de aire ecuatorial ma
rítimo que avanzan del suroreste, y se encuentran con el aire subtro
pical marítimo proveniente de la célula de altas presiones del Caribe.
El enfrentamiento de estas dos masas de aire provoca una gran activi
dad de la ITCZ, siendo responsables de las fuertes lluvias de la ver
tiente Pacífica (caso del Chocó). aster (1979).
Posición septentrional de la ITCZ.
Durante los meses de julio y agosto, la ITCZ alcanza la posición sep
tentrional del subcontinente, extendiéndose desde América Central has
ta las Guayanas, como se puede observar en la Figura 26. Parte del
país se encuentra bajo la influencia de las altas presiones australes.
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La ITCZ es activa principalmente al norte de los BOde latitud (región
del Caribe).
Toda esta región disfruta de un máximo de lluvia, mientras que la cuen
ca amazónica experimenta un acentuado descenso de la intens i dad de la
precipitación.
En esta posición los vientos del suroeste y de1 oeste siguen soplando
sobre el Pacifico. Sobre las llanuras orientales, los alisios austra
les del sureste provoc an abundantes lluvias orográficas sobre la ver
tiente oriental de la Cordillera desde Ecuador hasta Venezuela.
Este tiempo ciclónico avanza haci3 el sur desde finales de septiembre,
alcanzando la zona central del país durante los meses de octubre y
noviembre.
Como conclusi6n práctica, se puede afirmar que la ITCZ es un factor
decisivo y primordial en la meteorología colombiana, sobre todo en
10 que respecta a la pluviometria y sus patrones de distribuci6n a
trav~s del a~o, juntamente con la importancia del relieve, puesto
que la masa montañosa juega el papel de obstáculo al sistema de circu
laci6n regional que se describió antes.
Para las zonas ubicadas hasta los 1000 m el movimiento de la ITCZ es
generalmente lo suficientemente pequeño para originar en la mayoria
de los casos distribuciones de lluvia de tipo monomodal, es decir,
que contiene solo un máximo y un minimo por a~o.
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Por el contrario, en las regiones monta~osas (hasta 2.000 a 2.500 m)
e incluso en los valles interandinos, la lluvia se debe principal
mente a la convección local, mostrando una clara distribución bimodal,
es decir dos estaciones lluviosas y dos estaciones secas al año.
3.1.3 Circulación local o microcirculación.
Las circulaciones locales son los movimientos de las capas bajas de
la troposfera. Son comunes a todas las regiones de montaña donde se
llaman también vientoi de valle (o vientos anab5ticos) y de montaña
(o vientos catabáticos) o brisas de vertiente, segGn la unidad de
relieve donde se desarrollen (aster, 1979).
Estos movimientos son originados por las diferencias térmicas locales,
debidas principalmente a la t ransformación variable de la radiación
solar, según las superficies y las exposiciones.
Flohn (1968), ilustra este fenómeno de circulación térmica por medio
del modelo experimental sencillo que se muestra en la Figura 27.
Si se tiene una habitación bien caliente (e) durante la época de frio
y al lado otra muy fria (F) sin calefQcción. Si se abre un poco la
puerta que comunica las dos habitaciones se registra una corriente
cuya dirección se puede averiguar mediante una vela encendida. Se
observará que cerca del piso esta corriente de aire sopla desde la
parte baja de la habitación fría a la habitación caliente; en cambio
107
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FIGURA 27. Modelo experimental que muestra la circulación térmica entre dos habitaciones; una cálida (e) y la otra fría (F). (Adaptada de Flohn, 1968).
arriba, cerca del techo, ocurre lo contrario; pero en los niveles
medi os hay una zona neutral donde 1a 11 ama de 1a vel ti apunta al techo
sin oscilar; el proceso se mantiene si la puerta sigue abierta hasta
que las diferencias de temperatura se equilibren. De la misma manera
se origina un sistema de circulación térmica donde hay diferente ca
lentamiento. En forma semejante, el esquema de la circulación local
es el siguiente: después de la calma en las horas de la mañana, en
tre circulaciones diurnas y nocturnas, los vientos comienzan a subir
por el fondo de los valles y después en las vertientes como se obser
va en el esquema de la Figura 28.
108
~-l
~
1 1 ~ '~\
DIA NOCHE
f FIGURA 28. Representación esquematica del régimen de vientos valle-
montaña.
Arriba del centro del valle se producen corrientes cOlnpensatorias para
reemplazar la masa de aire ascendente. Sobre las zonas de ascenso el
enfriamiento por expan~i6n provoca la condensaci6n y, por consiguiente
la aparici6n de una nubosidad local sobre las partes altas. Cuando
esta circulaci6n alcanza un desarrollo suficiente el agua condensada
se precipita, mientras que sobre el centro del valle las nubes en flu
jos descendentes se disuelven. Todo el ciclo de circulaci6n propicia
la creación de una célula convectiva.
Durante la noche esta circulación se invierte, como se observa en el
esquema de la Figura 28: los vientos bajan de las cumbres hacia el
fondo de los valles.
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Si se extrapola este proceso de circulac ión local a un perfil oeste-
este, al nivel de los 4~5~ Norte, se pueden visualizar las circula
ciones locales, comunes a todas las vertientes colombianas en la Fi
gura 29.
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-1o > ESTE
: CIRCULACION NOCiURNA I
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FIGURA 29. Perfil topográfico de la Costa Pacífica a los llanos entre 4°_ 5°paralelos a norte. Esquema de las circulaciones locales (Adaptada de Trojer, 1954).
Un ejemplo de la marcha del proceso que siguen las c§lulas convecti
vas de acuerdo con el calentamiento diferencial que experimenta el
Valle de Aburrá durante las diferentes horas del día es explicado
por Adarve y Molina (1984).
En resumen, las circulaciones locales, pueden durante el día y la
noche, anular y/o reforzar los efectos de la circulación general .
Ha
Además, este tipo de circulación es una característica fundamental
del clima colombrano; aster (1979) afirma que las circulaciones loca
les explican en gran parte los pisos nubosos y se entiende mejor el
óptimo pluviométrico; además explican, el hecho de que en las partes
bajas imperen las lluvias de noche (que parecen ser más copiosas) y
en las partes altas las lluvias de día.
3.2 HUMEDAD ATMOSFERICA.
3.2.1 Importancia de la humedad atmosférica.
El agua siempre se encuentra presente en la atmósfera en forma de
vapor de agua producida por la evaporación de la superFicie de la
tierra; pero la mayor parte del vapor de agua de la atmósfera es pro
cedente del paso de las corrientes de aire sobre los océanos. Dicho
vapor de agua, o humedad atmosférica varia con la temperatura del
aire, con la altura sobre el nivel del mar y con el ti~npo (Riedl
y Sachar, 1984). Desde el punto de vista de las especies vegetales,
la humedad atmosférica es importante, pues ésta hace variar la rela
ción del agua dentro de los tejidos vegetales (Spurr y Barnes, 1982).
La humedad puede trasladarse desde la planta hacia la atmósfera cuan
do la presión de vapor interior de la planta es mayor que la del aire.
Esta es la situación normal durante los períodos diurnos en que no
está lloviendo. La humedad a su vez puede transmitirse de la atmós
fera a la planta cuando la diferencia entre las presiones de vapor
111
s~ revierten, lo que normalmente sucede durante una lluvia o cuando
el rocío cubre una planta, cuyas células se encuentran totalmente
turgentes.
Para expresar la cantidad de vapor de agua, se han utilizado diferen
tes expresiones, con diferentes variables.
3.2.2 Expresiones y variables de la humedad atmosférica.
La presión de vapor (ea) de agua: es independiente de la presencia
de otros gases; por tanto se puede utilizar como un medio para expre
sar la humedad atmosférica. Se puede medir en milímetros de mercurio
o en milibares (mb).
Presión máxima de vapor o presión de saturación ( e ): esta es la pres
sión parcial de vapor correspondiente a la máxima cantidad de vapor
de agua que el aire puede incorporar a una temperatura determinada.
El valor máximo de humedad se incrementa con un incremento en la tem
peratu ra.
Déficit de saturación: da una medida de la capacidad de evaporación.
Se define como la diferencia entre la presión de vapor de agua ( ea)
a una temperatura dada, y la presión de saturación ( es):
e - e s a
112
Humedad rel ativa: es el porcentaje de vapor atmosférico considerado
como una fracción de la cantidad m5xima que el aire puede soportar,
bajo esas condiciones de temperatura y presión. Dada por la relación:
x 100 ( ro ) (22)H. R. =
Punto de rOelo: (Id). Para una presión de Va por (e existe una a
temperatura Td a la cual es - ea
Temperatura de punto de rocío = es la temperatu ra a la cual) si el
aire se enfría más sin que se modifique la presión, la saturación
se alcanza y el rocío empieza a condensarse sobre la superficie de
los objetos.
Humedad espp.cífica (5): es la masa de vapor de agua en un volumen
de aire dado) dividido por el total de la masa de ese volumen de
aire húmedo.
La densidad del varar de agua para una temperatura y presión dadas
es igual a aproximadamente 0.622 de la densidad del aire a igual
temperatura y presión.
s = 0.622 e/a p - 0.378 e ~ 622 (23 ) a
p = presión atmosférica
Por ser un valor tan pequeAo, se acostumbra multiplicar por 1.000,
expresado en ( g/kg).
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Relación de mezcla (m): es la masa de vapor de agua por unidad de \.
masa de aire seco (g/kg).
m = 0.622 ea / P - ea (24 )
Humedad absoluta: es la relación entre el peso del vapor de agua por
unidad de volumen de aire.
3 a = 1,05 e / ( 1 + T/273 ) (g/m) (25)a
Si T es oC y ea es mm. de Hg.
3.2.3 Instrumentos pat'a medir la humedad.
Los instrumentos que se emplean para medir la humedad o el contenido
de vapor de agua en el aire se llaman HIGROMETROS.
Existen varias clases de higrómetros: HigY'ó~e tro de cabellos; higró
metro de term6metru seco y de termómetro hdmedo, también conocido con
el nombre de psicrómetro. Los PSiC t0Ifle ;. ;" 'Js son de dos Upos: psi
crómetro para garita fija y psicrómetro del tipo llamado de lJasp 'ira
ci6n lJ .
Psicr6metro simple, sin ventilación artificial: se coloca vertical
mente en la garita meteorológica. Consta de dos termómetros, seco
y húmedo; se usa una mecha y recipiente con agua para mantener cons
tantemente hGmeda la muselina que rodea el depósito del termómetro
húmedo.
114
Psicrómetro con ventilación artificial : este psicrómetro se llama
de "asp 'iración". La venti lac;ón forzaeJa puede obtenerse por medio
de una hélice acciohada por un sistema eJe relojerfa o por un motor
eléctrico. Entre éstos se encuentra el psicr&netro de Assmann.
Psicrómetro de Assmann: es un aparato ventilado artificialmente por
medio de un movimiento de relojerfa . Se compone de un tubo prolon
gado por dos aberturas tubulares en las cuales van colocados los de
pósitos de los dos termómetros de tipo Assmilnn. La ventilación for
zada se provoca en el tubo por medio de una hélice accionada por un
potente aparato de relojerfa. Los termómetros se mantienen fijos al
soporte por dos anillos metálicos. En el interior eJe cada cobertura
tubular se encuentra una pantalla de doble pared, de metal pulido que
protege el depósito contra la radiación.
Higrógrafo de cabello:
Es un instrumento que proporciona un registro continuo de la humedad
relativa, El funcionamiento eJe este instrumento se basa en el hecho
de que la longitud de los cabellos humanos, cuando no están impreg
nados de sustancias grasas) varfa con la humedad relativa del aire.
Las variaciones de longitud de una haz de cabellos son amplificadas
por un sistema de palancas y registradas por medio de una pluma so
bre una banda colocadas en un tambor que gira con movimiento uni
forme.
115
La longi t ud de los cabellos varían cuando éstos absorben las mo
léculas de agua contenidas en el aire o cua ndo el agua que contiene
se evapora. La velocidad de respue st a a las variaciones de la hu
medad del aire, es pue s , 1enta.
Tablas psicrométricas:
Cuando las temperaturas de los term6metros seco y hdmedo han sido
leídas, se puede calcular la temperatura de rocio (Td) o la humedad
re1at i va (H • R. ) , valiéndose de tabl as ps i crométricas .
Para utilizar un procedimie nto más rá pi do se recurre a la Ecuación
ps i crométl~ i ca:
e = e - A x p ( Ts - Th ) ( 26) a s '
Donde:
ea = presión de vapor de agua
e = presión de saturación s
A = parámetro que depende de la velocidad del ventilador del psi
crómetro (Psi crómetro ventilado: A = 0.79 x 1O-3¡oC
p = presión atmosférica real
Ts = temperatura termómetro seco
Th = temperatura termómetro húmedo
116
3.3 VIENTO EN SUPERFICIE.
El viento es el movimiento natural del aire atmosférico . En Meteo
rología esta palabra se refiere, en general a un movi miento de con
junto del aire cerca de la superficie terrestre o en altitud. Este
movimiento del aire raramente es regular. Corrientemente es turbu
lento, con torbellinos de forrna y di mensiones variadas, que se de
sarrollan en el aire y perturban su flujo. El efecto de la turbu
lencia cerca de la superficie t errestre, es la producción de varia
ciones rápidas irregulares de la velocidad y de la dirección del
viento (Retallack, 1973).
3.3.1 Medida del viento en superficie y unidades.
El viento puede ser considerado como un vector, definido por una
magnitud, lila velocidad" del viento, y una "dirección". La direc
ción del viento es la de su procedencia.
En cuanto a su velocidad, ésta sufre fluctuaciones r&pidas y se ha
bla entonces de "turbulencia" del viento. Cuando el viento alcanza
velocidades débiles se habla de "calma" (ausencia de todo movimien
to perceptible del aire).
La velocidad del viento, generalmente aumenta con la altura sobre la
superficie terrestre. Por ello, se requiere para efectos de compara
ción de sitios diferentes, utilizar una altura normalizada de los
117
instrumentos de medida del viento en superficie. Esta altura es de
10 metros sobre el suelo, en terreno llano y descubierto.
Dirección del viento - unidades.
La dirección del viento se define como aquella de donde sopla. Se
expresa en g~ados contados en el sentido de las agujas del reloj a
partir del norte geográfico o uti l izando los rumbos de la rosa
de vientos; estos rumbos aparecen en la Tabla 14.
Las unidades para expresar la velocidad del viento son en nudos.
Un nudo equivale a una milla marina por hora ó 0.51 metros por
segundo.
La organización meteorológica mundial (OMM) ha adoptado la escala
Beaufort, con la equivalencia en nudos u otras unidades, y de acuer
do a cada clase de efectos observados. Estas relaciones aparecen
en la Tabla 15.
La escala de Beaufort, se puede utilizar cuando no se dispone de
instrumentos para medir la velocidad del viento.
3.3.2 La variación diaria de la velocidad del viento y rosa
de vientos. Ejercicio.
Variación diaria de la velocidad del viento.
En la elaboración de un perfil diario de la velocidad del viento,
118
TABLA 14. Dirección del viento, equivalencia en los rumbos de la rosa de vientos (Adaptada de Retallack, 1973).
Di recci ón en 1 a Equivalencia Dirección en la Equivalencia
rosa de vientos exacta en grados rosa de vientos exacta en
grados
Calma S c ua rto SW 191,25
N cua rto NE 11.25 S S ~~ 202 . 5
H N E 22.5 S W cua rto S 213.75
N E cuarto N 33.75 S H 225
N E 45 S \.} eua rto W 236.25
N E cua rto E 56.25 W S IN 247.5
N E 67.5 Wcuarto S 258.75
E cuarto N 78.75 ~'J 270
E 90 W cuarto N N 281. 25
E cuarto S E 101.25 WN W 292.5
E S E 112.5 N W cuarto \-J 303.75
S E cuarto E 123 . 75 N W 315
S E . 135 N vI cuarto N 326.25
S E cuarto S 146.25 N N W 337.5
S S E 157.5 N cua rto N VI 348.75
S cua rto S E 168.75 N 360
S 180
