UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES

FACULTAD DE FILOSOFÍA Y LETRAS

Departamento de Geografía

Climatología

Carlos E. Ereño – Silvia Núñez

Unidad 3.2

Año 2006

HUMEDAD Y PRECIPITACIÓN

∗ PROPIEDADES FÍSICAS DEL AGUA

Dentro de los límites normales de temperatura y presión existentes en la tropósfera (donde se concentra el vapor de agua), el elemento AGUA puede existir en cualquiera de sus tres estados: sólido, liquido o gaseoso. Normalmente, a temperaturas inferiores a 0ºC, se presenta en estado sólido (HIELO). Al fundir, el hielo absorbe 80 cal/gr (calor latente de fusión).

El VAPOR DE AGUA, gaseoso e invisible, puede existir bajo todas las temperaturas

normales de la troposfera si bien, cuando éstas son muy bajas, es necesario la ocurrencia simultánea de bajas presiones. Su densidad varia dentro de amplios limites. Al condensar, el vapor de agua libera 597 cal/gr (calor latente de condensación)

En la sublimación, el calor absorbido por volatilización o liberado en la sublimación es mayor que en los casos precedentes puesto que los calores de fusión y evaporación deben sumarse. ∗ LA PRESIÓN DEL VAPOR DE AGUA

El aire seco es una mezcla de gases cada uno de los cuales ejerce su propia presión parcial, en función de la cantidad que se encuentra presente en la mezcla (Ley de Dalton). Cuando se incorpora VAPOR DE AGUA al aire seco, el primero ejerce su propia presión parcial en la mezcla gaseosa. En Meteorología, suele denominarse tensión de vapor (e) a esta presión parcial. La presión atmosférica generada por el aire húmedo será igual, pues, a:

Presión atmosférica = Presión aire seco + Tensión de vapor

p = pas + e ∗ LA TENSIÓN DE VAPOR DE SATURACIÓN

La cantidad máxima de vapor de agua que puede albergar el aire depende de su temperatura. 120

Cuanto mayor sea su temperatura, tanto mayor es la cantidad de vapor de agua que puede retener. Se dice que el aire esta SATURADO cuando alcanza ese valor máximo. Consideremos ahora las curvas de equilibrio entre las tres fases del agua, para analizar las distintas formas en que se puede saturar el aire:

Supongamos una muestra de aire con una temperatura inicial igual a TA y una tensión de

vapor igual a e (TA) (punto A del gráfico). La máxima cantidad de vapor de agua que esta muestra de aire puede contener es función de su temperatura. Luego, para la temperatura TA, esta cantidad queda representada por es (TA) (punto B del gráfico). La diferencia e (TA) - es (TA) recibe el nombre de déficit de saturación. De acuerdo a esto, un procedimiento de saturación de la masa de aire en consideración consistiría en añadirle más vapor de agua, manteniendo constante su temperatura (proceso isotérmico).

El mismo gráfico nos muestra que otra forma de saturar la muestra de aire, representada por

el punto A, seria enfriándola sin modificar en absoluto su contenido de humedad. Al alcanzar la temperatura un valor igual a TR, se lograría la saturación (proceso isobárico). La temperatura recibe el nombre de temperatura de punto de rocío.

Una tercer forma de alcanzar la saturación muy común en la atmósfera es a través del ascenso (espontáneo o forzado) de aire húmedo hasta niveles de presiones menores (proceso de expansión), sin que se produzca intercambio alguno de energía o de materia con el entorno (proceso adiabático). Durante la expansión adiabática, el aire se enfría manteniendo constante su contenido de vapor. Por medio de este proceso, llegará un momento en que la cantidad de vapor presente sea saturante para la temperatura alcanzada (temperatura de saturación). Allí aparecerá la fase liquida, dando así origen a una nube, denominándose el nivel donde se alcanza la saturación por este proceso, nivel de condensación (base de la nube). ∗ INDICADORES DEL CONTENIDO DE HUMEDAD DEL AIRE a) Humedad Relativa

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Se denomina así al cociente entre la cantidad de vapor de agua contenida en el aire y la máxima que éste podría contener a su temperatura, expresado en forma porcentual. Como indicador de la cantidad de vapor de agua se usa la tensión de vapor.

HR = e / es (T) * 100

b) Humedad absoluta

Aunque la humedad relativa es un dato de gran importancia sobre el grado de sequedad del aire con respecto a la saturación, no da idea de la cantidad real de vapor de agua presente en el aire. Esta cantidad, denominada humedad absoluta (ρ) o densidad del aire, se mide en gramos de vapor por metro cúbico de aire. Para cada temperatura del aire, existe una masa máxima de vapor de agua que 1 m3 de aire puede contener (la cantidad de saturación).

ρ = mv / vol

c) Humedad específica

Un inconveniente de utilizar la humedad absoluta cuando se estudia la humedad del aire es que, cuando éste se eleva o desciende, sufre modificaciones de volumen, expandiéndose o comprimiéndose. Luego, la humedad absoluta correspondiente a una misma masa de aire no es constante. De ahí que suela preferirse otro parámetro para medir la humedad del aire: la humedad especifica (q), que es el cociente entre la masa de vapor de agua y la masa de aire húmedo (incluyendo el vapor de agua). La humedad específica se expresa en gramos de vapor de agua por kilogramo de aire húmedo. Cuando una determinada masa de aire se eleva sin perder ni ganar humedad, “q” permanece constante, a pesar del aumento de volumen. Para aire extremadamente frío y seco (Ártico o Antártida en invierno), “q” puede ser tan solo 0,2 gramos por kilogramo, mientras que el aire cálido y húmedo de las regiones tropicales puede contener hasta 28 gr/kg. La variación total a escala mundial es tal que los valores máximos de “q” pueden llegar a ser 100 o 200 veces mayores que los valores mínimos.

q = mv / mh

d) Relación de mezcla

En meteorología suele usarse, también, la relación de mezcla (w) definida como el cociente entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco (sin vapor). Se expresa en gramos de vapor por kg. de aire seco. La proporción de mezcla w difiere, numéricamente, muy poco de la humedad especifica.

w = mv / ma

e) Tensión de vapor

Como ya lo adelantamos, es la presión parcial que genera el vapor de agua en el aire húmedo, en función de la cantidad de vapor que se encuentra presente en la mezcla. Si bien a una dada temperatura, el aire puede albergar distintas cantidades de vapor, solo existe una única cantidad que lo satura a dicha temperatura.

Consecuentemente,

)(Tfe ≠ pero

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)(Teses =

f) Temperatura de rocío

Puesto que existe una relación funcional directa entre la tensión de vapor y la temperatura de punto de rocío (Tr), esta última también sirve como indicador del contenido de humedad del aire. Para tener idea de los valores que puede tomar la Tr en relación con la masa de vapor presente en el aire húmedo, se presenta a continuación una Tabla que correlaciona ambos parámetros:

Tr (ºC) ρ (gr/m3)30 28 25 20 20 15 15 11 10 8 5 5 0 4

- 5 3 - 10 2

A su vez, la diferencia entre la temperatura del aire y la temperatura de punto de rocío, denominada depresión del punto de rocío, nos dice cuantos grados debe descender la temperatura para que se sature isobáricamente.

- Si HR = 100% T = Tr - Cuanto más difieran T y Tr más lejos se estará de la saturación del aire. Ejemplos: Si T = 40º C y Tr = 13º C HR = 20 % T = 25º C y Tr = 0º C HR = 20 % T = 10º C y Tr = -10º C HR = 20 %

∗ DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE LA HUMEDAD

La mayor parte de la humedad que contiene la atmósfera se encuentra concentrada debajo de los seis primeros kilómetros sobre la superficie terrestre.

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Variación vertical del contenido de vapor de agua en la atmósfera en Pórtland, Maine

Puede verse también que el efecto de las estaciones del año es más marcado en, aproximadamente, los 3000 m inferiores, es decir, por debajo de los 700 hPa.

La distribución global del contenido de vapor de agua en enero y julio aparece ilustrado en las Figuras siguientes:

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Promedio del vapor de agua contenido en la atmósfera, en enero (arriba) y julio (abajo).

Las cifras indican centímetros de agua precipitable (según Bannon y Steele, 1960). Período:

1951-1955.

Sobre la parte meridional de Asia, durante el monzón estival, una columna de aire contiene de 5 a 6 cm de agua susceptible de producir precipitación.

En cambio, en zonas de los desiertos tropicales, esta cantidad es inferior a 1 cm. Los valores mínimos de 0,1 y 0,2 cm se registran, en invierno, sobre las latitudes altas y el interior de los continentes del H.N. * TRANSPORTE DE HUMEDAD

Exceso de evaporación sobre la precipitación (línea llena) dado por Sellers (1966) en g cm-2 año-1 (escala a la izquierda) transporte de humedad en la atmósfera hacia el norte según lo requiere el balance (línea de trazos) en unidades 1011 g seg-1 (escala a la izquierda)

La atmósfera transporta humedad tanto horizontalmente como verticalmente. En la Figura 125

anterior aparecen ilustradas las cantidades que deben ser transportadas en dirección meridional para mantener el equilibrio de humedad en una determinada latitud (es decir, precipitación - evaporación = cantidad neta de humedad que se incorpora al aire). Un hecho relevante es el transporte hacia el ecuador, en latitudes bajas, y hacia el polo, en latitudes medias.

La evaporación local no constituye, en general, la principal fuente de la precipitación. Por ejemplo, sólo el 6% de la precipitación anual sobre Arizona tiene origen local; el resto ha sido transportado hacia esa zona (advección de humedad).

Incluso, cuando hay humedad en la atmósfera en una región determinada, sólo suele convertirse en precipitación una pequeña parte de ella.

Esto depende de la eficiencia de los mecanismos de condensación y precipitación, a escala microfísica como a gran escala.

* DISTRIBUCIÓN MERIDIONAL DE LA TENSIÓN DE VAPOR Y DE LA HUMEDAD

RELATIVA

Las figuras siguientes ilustran la variación latitudinal de la tensión de vapor (arriba) y la humedad relativa (abajo):

La humedad relativa disminuye con la latitud hasta unos 30º aproximadamente, para luego

volver a aumentar. En general disminuye con la altura. La humedad relativa durante el verano es generalmente mayor que durante el invierno.

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• VARIACIÓN DIARIA DE LA HUMEDAD RELATIVA Valores medios de humedad relativa y temperatura para el mes de mayo en

Washington DC., EEUU. Notar que el ciclo diario de la humedad relativa está en fase opuesta al de la temperatura del aire. * PRECIPITACION

Teniendo en cuenta la distribución de presión y vientos en la superficie y en la tropósfera y, además, la migración de los sistemas de presión y vientos con el Sol (aproximadamente 10° en el año), es posible inferir rápidamente cómo sería la distribución espacial de las lluvias en una Tierra de superficie homogénea:

Perfiles meridionales medios de la precipitación (línea llena) en una TSH, en una TSR (cruces) la nubosidad (igual que la precipitación excepto línea de raya y puntos) y la presión atmosféricas (línea de trazos)

En la zona marcada como "cinturón de desiertos", la circulación de los oestes puede dar lugar

a algunas precipitaciones. Como ya lo viéramos anteriormente, al hablar de las altas y bajas segregadas, puede ocurrir que algún "meandro" ciclónico quede segregado de la circulación general y llegue hasta aproximadamente 20° de latitud; en estos casos, aún en las zonas desérticas, puede llover en forma intensa.

Los sistemas frontales (frentes fríos y calientes) son perturbaciones propias de la circulación general del oeste de latitudes medias. Entre los 40° y 70° hay precipitaciones durante todo el año debido al permanente "barrido" de la región por frentes.

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* REGIONES DE PRECIPITACION EN UNA TIERRA DE SUPERFICIE HOMOGENEA (H.S.)

Latitud Características Causas Precipitación Anual Tipo Vegetación

3°N-8°S 2 max, 2 min, abundante lluvia todo el año

movimiento de la CIT 2000 / 3000 mm ECUATORIAL PLUVISELVA

8°S-15°S precipitaciones in-

vernales escasas; lluvias estivales

desplazamiento de la CIT al hemis-ferio de verano + ondas del este. In-vierno = predomi-na subsidencia de

CSTA.

1000 / 2000 mm TROPICAL DE SABANA SABANA

15°S-20°S precipitaciones estivales

ligeras, sequías invernales prolongadas

cercanías del CSTA 1000 / 200 mm TROPICAL

ESTEPARIO ESTEPA

20°S-30°S sin precipitaciones (algo

puede haber por meandros)

CSTA < 100 mm DESIERTO DESIERTO

30°S-35°S

verano sin pre-cipitaciones, invierno

con precipitaciones lige-ras.

posición extrema CSTA + meandros

invernales. 200 / 500 mm SUBTROPICAL

ESTEPARIO ESTEPA

35°S-40°S verano sin pre-

cipitaciones, invierno con precipitaciones.

movimientos del CSTA y del CSPB. 500 / 1000 mm SUBTROPICAL CITRUS, PRADERA

40°S-55°S meandros + bajas +

frentes = lluvia todo el año.

CSPB 1000 / 2000 mm TEMPLADO BOSQUE (H.N) AGUA (H.S)

55°S-70°S

precipitaciones durante todo el año, en forma líquida o sólida, en

disminución hacia el sur.

CSPB 400 / 1000 mm SUBPOLAR AGUA (H.S) TUNDRA (H.N)

70°S-90°S precipitaciones muy

escasas durante todo el año, en forma sólida.

CSPB +

Alta polar POLAR NIEVES Y HIE-

LOS ETERNOS

En las figuras siguientes se ilustran las marchas anuales de precipitación correspondientes a las diferentes zonas climáticas:

Al considerar una Tierra de superficie real, con continentes y océanos, topografía, etc., este

esquema puede quedar regionalmente modificado. Influyen en ello:

• brisas de mar y tierra (en islas y costas, por el desarrollo de sistemas térmicos sobre tierra);

• brisas de valle y montaña ;

• movimientos ascendentes y descendentes sobre las costas, en función de la dirección en la que sopla el viento;

• desarrollo de sistemas térmicos sobre los continentes;

• efecto orográfico, generado por cadenas montañosas perpendicularmente a la dirección del flujo de aire principal.

Hemisferio Norte Latitud 90/80 80/70 70/60 60/50 50/40 40/30 30/20 20/10 10/0

Océano 4.4 8.4 26.9 44.2 53.2 46.3 35.3 49.3 78.4 Continente 4.4 5.7 12.0 19.2 20.2 23.2 26.6 32.1 55.3 Promedio (pesado) 4.4 7.6 16.4 30.2 359 34.8 32.0 44.8 73.1

Hemisferio Sur

Latitud 90/80 80/70 70/60 60/50 50/40 40/30 30/20 20/10 10/0 Océano 1.8 4.0 10.2 42.0 48.0 38.6 36.2 46.6 55.7 Continente 0.7 3.1 6.7 38.1 31.4 22.2 26.0 42.8 60.6 Promedio (pesado) 0.7 3.3 18.1 42.0 47.6 36.8 33.9 45.7 56.7 Comparación de la precipitación sobre océanos y continentes (promedios latitudinales expresados en

pulgadas)

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Notar que:

• EC/10º precipitación HN > precipitación HS

• 10º/70º precipitación HN < precipitación HS

• 70º/90º precipitación HN > precipitación HS

Las características reales del campo medio de la precipitación pueden apreciarse en la Figura

que se muestra en la página siguiente.

Las singularidades más relevantes son: 1) Las regiones afectadas por el CSTA son desérticas en los bordes occidentales de los macizos

continentales (SW de EE.UU, norte de México, norte de Africa, Arabia, Irán y Afganistán en el H.N.; Sudamérica, Sudáfrica y oeste australiano, en el H.S.).

2) La interrupción de las zonas desérticas en el borde oriental de los continentes. Como

excepción, en América del Sur la zona árida se extiende, en el sur, hasta el borde oriental. 3) Mayores precipitaciones a barlovento de las cadenas montañosas perpendicularmente al flujo

de aire (ejemplo: EE.UU, Sudamérica, Escandinavia). 4) Incremento de las precipitaciones entre 40°- 50° debido al contínuo barrido de depresiones

migratorias y frentes.

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Récords de precipitación:

• Ausencia de lluvias durante 14 años seguidos: Iquiqué, CHILE

• Mínimo mundial de precipitación media anual (en 53 años): 0,8 mm anuales, Arica, CHILE

• Máximo de precipitación media anual en América del Sur: 8.992 mm, Quibdo, COLOMBIA

• Récord mundial de lluvia en un minuto: 31,2 mm, Unionville, Estados Unidos

• Récord mundial de precipitación media anual: 11.684 mm, Mt. Waialeaie, Kauai, Hawai

• Máximo de precipitación media anual en América del Norte: 6.655 mm, Henderson Lake, B.C., Canadá

• Máximo de precipitación media anual en Africa: 10.287 mm, Debundcha, Camerún

• Máximo de precipitación media anual en Asia: India 1.633 mm, Cherapundji

• Récord mundial de lluvias en un mes: 9.300 mm (julio de 1861) Cherapundji, India

• Récord mundial de lluvias en 12 meses: 26.461 mm (agosto de 1860 a julio de 1861) Cherapundji, India

• Récord mundial de lluvias en un día: 1.870 mm, Cilaos, Isla de la Reunión, océano Indico, HS

* INFLUENCIA DE ALGUNOS MECANISMOS LOCALES SOBRE LA PRECIPITACIÓN

* Bajas térmicas continentales

Como ya lo adelantamos, en VERANO, sobre los continentes muy calientes, se forman bajas

térmicas que interrumpen el CSTA. La aparición de estos sistemas térmicos deforma localmente la circulación del aire. Ejemplo: baja térmo-orográfica del NW argentino.

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La presencia de la baja permite que el borde oriental del continente se vea beneficiado con el aporte de aire caliente y húmedo proveniente de la zona tropical. Por esta razón, en el sector oriental de los continentes, en latitudes del CSTA, se interrumpen los cinturones de desiertos, dando paso a regiones beneficiadas con precipitaciones abundantes.

* Efecto orográfico de cadenas perpendiculares al flujo de aire

El aire húmedo proveniente del Pacífico es forzado a ascender por el obstáculo orográfico. En su ascenso se expande adiabáticamente, enfriándose a razón de 0,6°/100 m, condensando el vapor de agua y dando lugar a nubosidad y precipitaciones.

Al descender del lado argentino, se comprime adiabáticamente, calentándose a razón de 1°/100 m y perdiendo su ya pobre humedad por evaporación.

Luego, del lado de sotavento, tenemos al siguiente esquema:

DESCENSO DEL AIRE SECO Y MÁS CALIDO

SIN NUBOSIDAD PRECIPITACIONES RADIACION SOLAR EFECTO DE ESCASAS INTENSA INVERNADERO POBRE VEGETACION POBRE GRANDES AMPLITUDES ( ESTEPA ) TERMICAS

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