5. Capítulo 1
Clima
La Tierra vista desde el Apolo XVII, mostrando los patrones de
nubosidad, que dan indicaciones de temperaturas, lluvias, hu-
medad, presiones y vientos, lo que permite realizar pronósticos
meteorológicos para regiones extensas. Los satélites meteorológi-
cos realizan sus órbitas a menor altitud, con lo que los pronósticos
son aún más precisos para lugares o áreas de pequeña extensión.
El clima abarca los valores estadísticos sobre los elemen-
tos del tiempo atmosférico en una región durante perío-
dos que se consideran suficientemente representativos,
de 30 años o más, tal como señala F. J. Monkhouse.[1]
Estos períodos conviene que sean más largas en las zo-
nas subtropicales y templadas que en la zona intertro-
pical, especialmente, en la faja ecuatorial, donde el cli-
ma es más estable y menos variable en lo que respec-
ta a los parámetros meteorológicos. Los parámetros me-
teorológicos más importantes que integran el concepto
de clima son temperatura, presión, vientos, humedad y
precipitaciones. Estos valores se obtienen con la recopila-
ción de forma sistemática y homogénea de la información
meteorológica.
Los factores naturales que afectan al clima son la latitud,
el relieve (incluyendo la altitud y la orientación del
mismo), la continentalidad (o distancia al mar) y las
corrientes marinas. Según se refiera al mundo, a una zo-
na o región, o a una localidad concreta se habla de clima
global, zonal, regional o local (microclima), respectiva-
mente.
El clima es un sistema complejo por lo que su comporta-
miento es difícil de predecir, por una parte hay tendencias
a largo plazo debidas, normalmente, a variaciones siste-
máticas como las derivadas de los movimientos de rota-
ción y de traslación de la Tierra y la forma como estos
movimientos afectan de manera distinta a las diferentes
zonas o regiones climáticas de nuestro planeta, las varia-
ciones de la radiación solar o los cambios orbitales.
Existen también fluctuaciones más o menos caóticas de-
bidas a la interacción entre forzamientos, retroalimenta-
ciones y moderadores. De cualquier forma el efecto de
las fluctuaciones poco predecibles del tiempo atmosfé-
rico es prácticamente anulado si nos ceñimos al estu-
dio de las tendencias a corto plazo en el campo de la
meteorología y podemos hacer predicciones con consi-
derable precisión.[2]
Asimismo, el conocimiento del cli-
ma del pasado es, también, más incierto a medida que
se retrocede en el tiempo. Esta faceta de la climatología
se llama paleoclimatología y se basa en los registros fó-
siles; los sedimentos; la dendrocronología, es decir, el es-
tudio de los anillos anuales de crecimiento de los árboles;
las marcas de los glaciares y las burbujas ocluidas en los
hielos polares. De todo ello los científicos están sacando
una visión cada vez más ajustada de los mecanismos re-
guladores del sistema climático.
1.1 El clima y su evolución a escala
global
En verdad, no puede hablarse de un clima global, sino de
varios climas distintos a diversas escalas de localización.
Así, los climas pueden ser locales, regionales y, cuanto
más, zonales, siendo la existencia de estos climas zonales
(es decir, latitudinales) el motivo por el que se creó el
propio nombre de clima durante la Edad Antigua, como
se señala en una de las acepciones de la palabra clima en
el Diccionario Enciclopédico SALVAT de 1967:
Espacio del globo terráqueo comprendido
entre dos paralelos, en los cuales la duración
del día mayor del año se diferencia en deter-
minada cantidad de tiempo (por lo general,
1
6. 2 CAPÍTULO 1. CLIMA
Distribución mundial de los principales tipos de climas.
Límite ecológico del cultivo del olivo en la cuenca del Medite-
rráneo. Dicho límite se ha mantenido estable durante miles de
años.
media hora, que corresponde a 7° y medio de
latitud, en este caso)
Diccionario Enciclopédico Salvat, 1967, T. 3,
p. 684
Los climas se disponían en franjas o zonas de latitud y los
antiguos estudiosos, incluyendo a Claudio Ptolomeo, dis-
tinguían 7 zonas climáticas entre la zona de menor latitud
(ecuador terrestre) y, por lo tanto, más cálida, hasta la zo-
na boreal, mucho más fría. No tomaba en cuenta las mo-
dificaciones introducidas por el relieve (pisos térmicos),
ya que en su tiempo, casi toda la población mundial (del
mundo conocido) se ubicaba en las llanuras o tierras ubi-
cadas a escasa altitud y no se sabía medir con precisión
la altitud relativa de un lugar. Tampoco puede hablarse
de cambios climáticos globales y mucho menos a corto o
mediano plazo. Si hubiera sido así, no existiría una adap-
tación milenaria de las principales formaciones vegetales
a los climas existentes y bastaría comprobar, por ejem-
plo, el límite norte del cultivo del olivo en la península
ibérica, para darnos cuenta de que los cambios climáticos
se producen, a nivel local o regional, a un ritmo mucho
más lento del que algunas posiciones ecologistas mantie-
nen. En efecto, ese límite se ha mantenido sin variación
apreciable a lo largo de miles de años (recordemos que
el olivo es un árbol de gran duración y existen ejempla-
res que tienen cientos y hasta miles de años). Y la exis-
tencia de helechos arborescentes en la zona intertropical,
por ejemplo, nos muestra que el clima de dicha zona en
el continente americano se ha conservado con unos pará-
metros similares desde el período carbonífero, hace casi
500 millones de años, en el que bosques donde abunda-
ban esos helechos arborescentes vinieron a convertirse en
los depósitos de carbón ahora ubicados en latitudes dis-
tintas por la deriva continental explicada por la tectónica
de placas.
Con relación al estudio de la vegetación para definir los
climas, Arthur Newell Strahler le concede mucha impor-
tancia a ciertos tipos de plantas que requieren condiciones
especiales en cuanto a la temperatura y la precipitación y
cuyas fronteras climáticas pueden usarse como base para
el estudio de una clasificación climática altamente confia-
ble ([3]
).
Para conocer cómo evoluciona el clima a lo largo del
tiempo geológico hay que tener en cuenta la influencia de
los aspectos capaces de alterarlo a lo largo de un período
más o menos largo. Según la importancia de los facto-
res externos al propio clima, en cada momento el sistema
climático será más o menos caótico. En cualquier caso, a
largo plazo la previsión se hace imposible, ya que muchos
de los forzamientos externos, por ejemplo la deriva con-
tinental, se rigen por sistemas caóticos o, al menos, muy
difíciles de conocer.
Los forzamientos externos pueden implicar ciertas perio-
dicidades, como variaciones orbitales y variaciones sola-
res, y a su vez presentar tendencias globales en un solo
sentido por encima de las fluctuaciones de más alta fre-
cuencia. Este es el caso de la variación solar, que mien-
tras presenta fluctuaciones regulares en cortos períodos, a
largo plazo presenta un aumento sistemático del brillo so-
lar. Asimismo, dicha variación presenta acontecimientos,
tormentas magnéticas, manchas solares o períodos anor-
males de actividad solar. En muchos casos la apariencia
caótica de una variación puede encubrir una regularidad
de muy baja frecuencia para la cual no ha pasado sufi-
ciente tiempo para que haya podido ser observada.
Otro de los motivos más importantes de los cambios cli-
máticos a largo plazo, no muy bien estudiado, se debe a
las modificaciones de la ubicación de los continentes, is-
las y de las dorsales submarinas que explica la teoría de
la deriva continental o, con mayor propiedad, la teoría
de la tectónica de placas. En efecto, la existencia de ri-
cas minas de carbón en las islas Svalbard o Spitsbergen,
ubicadas en pleno océano Ártico donde ahora no existe
prácticamente vegetación, nos enseñan que en el pasa-
do geológico este archipiélago se encontraba ubicado en
unas latitudes mucho más bajas. Por el contrario, el levan-
tamiento de la dorsal centroamericana que vino a crear un
puente entre América del Norte y del Sur que no existía
hace unos 60 000 años vino a ser una bendición para los
países europeos, ya que las aguas cálidas del Caribe y del
golfo de México, que antes atravesaban por varias partes
el actual istmo centroamericano hacia el océano Pacífi-
co, dio origen a un circuito que regresa y desvía dichas
aguas a través de las Antillas y las costas orientales de
7. 1.3. ESTUDIO DEL TIEMPO ATMOSFÉRICO 3
los Estados Unidos, por medio de lo que se conoce como
corriente del Golfo que, evidentemente, no existía antes.
Así, el enorme glaciar escandinavo que cubría el norte de
Europa durante el Pleistoceno comenzó a fundirse debido
a la enorme cantidad de calor que traslada dicha corriente
([4]
).
Estos forzamientos muchas veces son demasiado peque-
ños o muy lentos para causar cambios que sean percepti-
bles en el clima. Por otra parte, no debemos olvidar que
la climatología se basa en un análisis estadístico de la in-
formación meteorológica que se va recopilando, por lo
que las variaciones temporales que se presentan en los
parámetros del clima se van incorporando a los prome-
dios estadísticos, los cuales no suelen mostrar el efecto
retroalimentador (tanto positivo como negativo) de esos
forzamientos, ya que los extremos meteorológicos (que
no climáticos) suelen contrarrestarse entre sí, con lo que
los promedios estadísticos del clima durante una serie de
tiempo bastante larga suelen presentar muy pocas varia-
ciones.
1.2 Parámetros climáticos
Para el estudio del clima hay que analizar los elementos
del tiempo meteorológico: la temperatura, la humedad,
la presión, los vientos y las precipitaciones. De ellos, las
temperaturas medias mensuales y los montos pluviomé-
tricos mensuales a lo largo de una serie bastante larga
de años son los datos más importantes que normalmente
aparecen en los gráficos climáticos.
Hay una serie de factores que pueden influir sobre es-
tos elementos: la latitud geográfica, la altitud del lugar,
la orientación del relieve con respecto a la incidencia de
los rayos solares (vertientes o laderas de solana y umbría)
o a la de los vientos predominantes (Sotavento y barlo-
vento), las corrientes oceánicas y la continentalidad (que
es la mayor o menor lejanía de una región respecto del
océano o del mar).
1.3 Estudio del tiempo atmosférico
Hay muchas clases de tiempo: cálido o frío, húmedo o
seco, despejado o tormentoso, las cuales resultan de di-
ferentes combinaciones de las variables atmosféricas de
temperatura, presión, viento, humedad y precipitación.
El tiempo siempre ejerció poderosa influencia sobre las
actividades humanas, y durante siglos el hombre ha estu-
diado la atmósfera, tratando de comprender su compor-
tamiento. La meteorología es la rama de la ciencia que
estudia esta envoltura de aire en torno de nuestro planeta.
El tiempo es el estado de la atmósfera en lo referente a la
precipitación, viento, temperatura y otros elementos. Los
cambios atmosféricos que la modifican son activados por
la energía proveniente del Sol, irradiada a través de 150
000 000 de kilómetros de distancia. Dicha energía caldea
océanos y continentes, los cuales liberan luego calor en el
aire para impulsar los movimientos de la atmósfera de los
que depende el tiempo atmosférico o meteorológico.
Las variaciones a corto plazo de la atmósfera (que llama-
mos tiempo meteorológico), se relacionan con nuestra vi-
da cotidiana. La lluvia que riega nuestras cosechas y llena
nuestros embalses es parte del tiempo, lo mismo que los
huracanes y tornados que dañan nuestras ciudades y el
rayo que puede fulminarnos sin previo aviso.
En un principio, los hombres simplemente observaban
el tiempo; luego trataron de emplear sus observaciones
como base para la predicción y anticipación de las con-
diciones meteorológicas; finalmente aprendieron que no
podían pronosticarlas con mucho éxito sin comprender su
funcionamiento. Y cuando finalmente se consiguió cierto
conocimiento de los procesos atmosféricos, se comenzó
a pensar en el intento de alterarlos. Éstos son los tópicos
que consideramos aquí: los esfuerzos humanos para ob-
servar, predecir, entender, predecir y aminorar los efectos
negativos del tiempo atmosférico.
1.3.1 Elementos del clima
Una cumulonimbus bastante desarrollada vista hacia el este en
el sureste de Caracas, Venezuela. Un buen ejemplo del flujo de
energía (térmica, eléctrica, físico-química, etc.) en el seno de la
atmósfera.
Los elementos constituyentes del clima son temperatura,
presión, vientos, humedad y precipitaciones. Tener un re-
gistro durante muchos años de los valores correspondien-
tes a dichos elementos con respecto a un lugar determi-
nado, nos sirve para poder definir cómo es el clima de
ese lugar. De estos cinco elementos, los más importantes
son la temperatura y las precipitaciones, porque en gran
parte, los otros tres elementos o rasgos del clima están
estrechamente relacionados con los dos que se han cita-
do. Ello significa que la mayor o menor temperatura da
origen a una menor o mayor presión atmosférica, respec-
tivamente, ya que el aire caliente tiene menor densidad y
por ello se eleva (ciclón o zona de baja presión), mientras
que el aire frío tiene mayor densidad y tiene tendencia a
descender (zona de alta presión o anticiclón). A su vez,
estas diferencias de presión dan origen a los vientos (de
los anticiclones a los ciclones), los cuales transportan la
8. 4 CAPÍTULO 1. CLIMA
humedad y las nubes y, por lo tanto, dan origen a la re-
partición de las lluvias sobre la superficie terrestre.
Temperatura atmosférica
Se refiere al grado de calor específico del aire en un lugar y
momento determinados. La temperatura de la atmósfera
es función de la mayor o menor insolación o radiación
solar. Esta insolación depende de dos tipos de factores:
• Factores planetarios: el movimiento de rotación
terrestre (que origina el día y la noche, con las dife-
rencias térmicas que ello conlleva) y el movimiento
de traslación de la Tierra alrededor del Sol, que da
origen a las estaciones (épocas de mayor o menor
exposición de la radiación solar debido a la inclina-
ción del eje terrestre con respecto a la eclíptica u
órbita terrestre).
• Factores geográficos. Son aquellos que dependen
de las condiciones específicas del lugar con respec-
to a las características térmicas del aire en dicho lu-
gar. Son: la latitud (que explica la mayor o menor
radiación solar en función de la inclinación del eje
terrestre a lo largo del año); la altitud, que da ori-
gen a la diferenciación térmica de la atmósfera dan-
do origen a lo que se conoce como pisos térmicos,
aspecto fundamental en el estudio del clima; la ma-
yor o menor distancia al mar que afecta la mayor
o menor oscilación o amplitud térmica del aire, res-
pectivamente; la orientación del relieve de acuerdo
a la insolación (vertientes o laderas de solana, más
cálidas, y de umbría, más frías, ambas consideradas
a una altitud y latitud equivalentes) y las corrientes
marinas, que proporcionan una forma muy impor-
tante de trasladar calor de la zona intertropical a las
zonas templadas y polares, haciendo más suave el
clima en estas últimas zonas geoastronómicas.
Estos cinco factores no afectan solamente a la tempera-
tura atmosférica, sino también al resto de los elementos
del clima: la presión atmosférica, los vientos, la humedad
y las precipitaciones.
Presión atmosférica
Es la presión que ejerce el peso de las masas de aire en
todas direcciones, además, varía con la altitud y con la
temperatura.
Viento
Es el movimiento de masas de aire de acuerdo con las di-
ferencias de presión atmosférica. En sentido general, el
viento es el vehículo por el medio del cual se realiza el
transporte de energía en el seno de la atmósfera y, por lo
tanto, ayuda a distribuir más equitativamente esa energía.
El viento constituye un elemento fundamental en el ciclo
hidrológico que, a su vez, resulta imprescindible para sus-
tentar la vida en la Tierra.
Humedad
Se denomina humedad al agua que impregna un cuerpo
o al vapor presente en la atmósfera. El agua está presente
en todos los cuerpos vivos, ya sean animales o vegetales,
y esa presencia es de gran importancia para la vida.
Precipitación
Es cualquier forma de hidrometeoro procedente del agua
atmosférica en forma de nubes y cae a la superficie te-
rrestre por medio de las precipitaciones (lluvia, nieve,
granizo, etc.).
1.3.2 Factores que determinan el clima
• Altitud
• Distancia al mar
• Corrientes oceánicas
• Latitud
• Masas de agua
• Orientación del relieve
• Dirección de los vientos planetarios y estacionales
• Contaminación
1.3.3 Latitud geográfica
• Efectos sobre la temperatura atmosférica:
La latitud determina la inclinación con la que caen los
rayos del Sol y la diferencia de la duración del día y la
noche. Cuanto más directamente incide la radiación solar,
más calor aporta a la Tierra.
Las variaciones de la insolación que recibe la superficie
terrestre se deben a los movimientos de rotación (varia-
ciones diarias) y de traslación (variaciones estacionales)
Las variaciones en latitud son causadas, de hecho, por la
inclinación del eje de rotación de la Tierra. El ángulo de
incidencia de los rayos del Sol no es el mismo en verano
que en invierno siendo la causa principal de las diferen-
cias estacionales. Cuando los rayos solares inciden con
mayor inclinación calientan mucho menos porque el ca-
lor atmosférico tiene que repartirse en un espesor mu-
cho mayor de atmósfera, con lo que se filtra y dispersa
9. 1.3. ESTUDIO DEL TIEMPO ATMOSFÉRICO 5
parte de ese calor. Fácilmente se puede comprobar es-
te hecho cuando comparamos la insolación producida en
horas de la mañana y de la tarde (radiación con mayor
inclinación) con la que recibimos en horas próximas al
mediodía (insolación más efectiva por tener menor incli-
nación). Es decir, una mayor inclinación en los rayos so-
lares provoca que estos tengan que atravesar mayor can-
tidad de atmósfera, atenuándose más que si incidieran
más perpendicularmente. Por otra parte, a mayor inclina-
ción, mayor será la componente horizontal de la intensi-
dad de radiación. Mediante sencillos cálculos trigonomé-
tricos puede verse que: I (incidente) = I (total) • cosθ.
Es así que los rayos solares inciden con mayor inclina-
ción durante el invierno por lo que calientan menos en
esta estación. También podemos referirnos a la variación
diaria de la inclinación de los rayos solares: las tempera-
turas atmosféricas más frías se dan al amanecer y las más
elevadas, en horas de la tarde.
• Efectos sobre las precipitaciones:
La latitud determina la localización de los centros de ac-
ción que dan origen a los vientos: anticiclones (centros de
altas presiones) y ciclones (áreas de baja presión o depre-
siones). Los anticiclones son áreas de alta presión, don-
de el aire desciende de cierta altura por ser frío y seco
(el aire frío y seco es más pesado que el cálido y húme-
do), mientras que los ciclones son áreas de baja presión
donde el aire se eleva por su menor densidad. La ubica-
ción de los mayores centros de acción determina la direc-
ción y mecánica de los vientos planetarios o constantes y
por consiguiente, las zonas de mayor o menor cantidad de
precipitación. Los cuatro paralelos notables (Trópicos y
círculos polares) generan la existencia de grandes zonas
anticiclónicas y depresiones de origen dinámico, es de-
cir, originadas por el movimiento de rotación terrestre y
de origen térmico (originadas por la desigual repartición
del calentamiento de la atmósfera).
1.3.4 Altitud del relieve
La altura del relieve modifica sustancialmente el clima,
en especial en la zona intertropical, donde se convierte
en el factor modificador del clima de mayor importancia.
Este hecho ha determinado un criterio para la concep-
tualización de los pisos térmicos, que son fajas climáti-
cas delimitadas por curvas de nivel que generan también
curvas de temperatura (isotermas) que se han establecido
tomando en cuenta tipos de vegetación, temperaturas y
orientación del relieve. Se considera la existencia de cua-
tro o cinco pisos térmicos en la zona intertropical:
1. Macrotérmico (menos de 1 km de altura), con una
temperatura que varía entre los 27° al nivel del mar
y los 20°
2. Mesotérmico (1 a 3 km): presenta una temperatura
entre los 10 y 20 °C, su clima es templado de mon-
taña.
3. Microtérmico (3 a 4,7 km): su temperatura varía
entre los 0 y 10 °C. Presenta un tipo de clima de
Páramo o frío.
4. Gélido (más de 4,7 km): su temperatura es menor de
0 °C y le corresponde un clima de nieves perpetuas.
Algunos autores subdividen el piso mesotérmico en dos
para lograr una mayor precisión debido a que la diferen-
cia de altitud y temperatura entre 1 y 3 km es demasiado
grande como para incluir un solo piso climático. Queda-
ría así un piso intermedio entre 1000 y 1500 que se le ha
denominado piso subtropical, aunque se trata de un nom-
bre poco apropiado ya que este término se refiere a una
latitud determinada y no a un piso térmico determinado
por la temperatura. Y el piso ubicado entre los 1500 y
3000 m constituiría el piso templado, al que le seguiría el
piso de páramo hasta los 4700 msnm.
El cálculo aproximado que se realiza, es que al elevarse
160 m, la temperatura baja 1 °C. Como se puede ver en
el artículo principal sobre los pisos térmicos, la dismi-
nución de la temperatura con la altitud varía según las
zonas geoastronómica en la que nos encontremos. Si es
en la zona intertropical, en la que el espesor de la atmós-
fera es bastante mayor, la temperatura desciende 1 °C, no
a los 160 m de ascenso, sino a los 180 aproximadamente.
1.3.5 Orientación del relieve
La más importante disposición de las cordilleras con res-
pecto a la incidencia de los rayos solares determina dos
tipos de vertientes o laderas montañosas: de solana y de
umbría.
Al norte del trópico de Cáncer, las vertientes de solana
son las que se encuentran orientadas hacia el sur, mien-
tras que al sur del trópico de Capricornio las vertientes
de solana son, obviamente, las que están orientadas hacia
el norte. En la zona intertropical, las consecuencias de la
orientación del relieve con respecto a la incidencia de los
rayos solares no resultan tan marcadas, ya que una parte
del año el sol se encuentra incidiendo de norte a sur y el
resto del año en sentido inverso.
La orientación del relieve con respecto a la incidencia
de los vientos dominantes (los vientos planetarios) tam-
bién determina la existencia de dos tipos de vertientes:
de barlovento y de sotavento. Llueve mucho más en las
vertientes de barlovento porque el relieve da origen a las
lluvias orográficas, al forzar el ascenso de las masas de
aire húmedo.
1.3.6 Continentalidad
La proximidad del mar modera las temperaturas extre-
mas y suele proporcionar más humedad en los casos en
10. 6 CAPÍTULO 1. CLIMA
que los vientos procedan del mar hacia el continente. Las
brisas marinas atenúan el calor durante el día y las terres-
tres limitan la irradiación nocturna. En la zona intertropi-
cal, este mecanismo de las brisas atempera el calor en las
zonas costeras ya que son más fuertes y refrescantes, pre-
cisamente, cuanto más calor hace (en las primeras horas
de la tarde).
Una alta continentalidad, en cambio, acentúa la amplitud
térmica. Provocará inviernos fríos y veranos calurosos.
El ejemplo más notable de la continentalidad climática
lo tenemos en Rusia, especialmente, en la parte central y
oriental de Siberia: Verjoyansk y Oimyakon rivalizan en-
tre sí como los polos del frío durante los largos inviernos
boreales (menos de 70 °C bajo cero). Ambas poblaciones
se encuentran relativamente cerca del océano Glacial Ár-
tico y del océano Pacífico, pero muy lejos del Atlántico,
que es de donde proceden los vientos dominantes (vientos
del Oeste).
La continentalidad es el resultado del alto calor específico
del agua, que le permite mantenerse a temperaturas más
frías en verano y más cálidas en invierno. Es lo mismo
que decir que el agua no es diatérmana ya que se calienta
directamente con los rayos solares aunque posee una gran
inercia térmica: tarda mucho en calentarse, pero también
tarda más en enfriarse por irradiación, en comparación
con las áreas terrestres o continentales. Las masas de agua
son, pues, el más importante agente moderador del clima.
1.3.7 Corrientes oceánicas
Las corrientes marinas o, con mayor propiedad, las co-
rrientes oceánicas, se encargan de trasladar una enorme
cantidad de agua y, por consiguiente, de energía térmi-
ca (calor). La influencia muy poderosa de la corriente del
Golfo, que trae aguas cálidas desde las latitudes intertro-
picales hace más templada la costa atlántica de Europa
que lo que le correspondería según su latitud. En cambio,
otras zonas de la costa este de América del Norte, situadas
a la misma latitud que las de Europa presentan unas tem-
peraturas mucho más bajas, especialmente en invierno.
El caso de Washington D. C., por ejemplo, puede com-
pararse con Sevilla, que está a la misma latitud, pero que
tiene unos inviernos mucho más cálidos. Y esta diferencia
se acentúa más hacia el norte, porque al alejamiento de
la corriente del Golfo hay que sumar la influencia de las
aguas frías de la corriente del Labrador: Oslo, Estocolmo,
Helsinki y San Petersburgo, capitales de países europeos,
se encuentran a la misma latitud que la península del La-
brador y la bahía de Hudson, territorios prácticamente
deshabitados por el clima extremadamente frío. Otro in-
teresante ejemplo de que las temperaturas no guardan una
correspondencia estricta con la latitud, cuando se tratan
de corrientes oceánicas frías o cálidas se encuentra en el
hecho de que las aguas oceánicas en España y Portugal
son más cálidas que en las costas de Canarias y Mauri-
tania, a pesar de la menor latitud de las costas africanas,
por el hecho de que en ambos casos están incidiendo los
efectos de dos corrientes distintas: la corriente del Golfo
en las costas europeas y la de las Canarias en las costas
africanas.
Las corrientes frías también ejercen una poderosa in-
fluencia sobre el clima. En la zona intertropical producen
un clima muy árido en las costas occidentales de África y
de América, tanto del norte como del sur. Estas corrien-
tes frías no se deben a un origen polar de las aguas (algo
que se señala en algunos textos desde hace mucho tiem-
po), que no se explicaría en el caso de las corrientes frías
de California y de Canarias ya que ambas están ubica-
das entre corrientes cálidas a mayor y a menor latitud.
La frialdad de las corrientes se debe al ascenso de aguas
profundas en dichas costas occidentales de la Zona Inter-
tropical. Ese ascenso de las aguas, lento pero constante,
es muy evidente en el caso de la Corriente de Humboldt o
del Perú, una zona muy rica en plancton y en pesca, preci-
samente, por el ascenso de aguas profundas, que traen a la
superficie una gran cantidad de materia orgánica. Como
las aguas frías producen alta presión atmosférica, como
se explica en los artículos sobre la Guayana Venezolana
y sobre la diatermancia, la humedad relativa en las áreas
de aguas frías es muy baja y las lluvias son muy escasas o
nulas: el desierto de Atacama es el más árido del mundo.
Los motivos de la surgencia de las aguas frías se deben a
dos razones relacionadas con el movimiento de rotación
de la Tierra:
• En primer lugar, a la dirección de los vientos pla-
netarios en la zona intertropical y a la propia direc-
ción de las corrientes ecuatoriales. En ambos casos,
es decir, en el caso de los vientos y de las corrien-
tes marinas, el desplazamiento se produce de este
a oeste (en sentido contrario a la rotación terrestre)
y alejándose de la costa. A su vez, este alejamien-
to de la costa de los vientos y de las aguas super-
ficiales, crea las condiciones que explican en parte
el ascenso de las aguas más profundas, que vienen
a reemplazar a las aguas superficiales que se alejan.
Por último, en la zona intertropical, los vientos son
de componente Este, debido al movimiento de ro-
tación de la Tierra, por lo que en las costas occi-
dentales de los continentes en la zona intertropical
soplan del continente hacia el océano, por lo que su
humedad es muy escasa. En otra escala mucho más
reducida, este fenómeno puede comprobarse en las
playas levantinas españolas: cuando sopla el viento
de Poniente, el Mediterráneo se encuentra sin olas
(rizado, cuando mucho) pero las aguas en la playa
se notan mucho más frías de lo normal. Y en el ca-
so de la isla de Margarita es mucho más evidente,
porque en ella soplan los vientos del Este durante
todo el año y a cualquier hora: la temperatura de la
playa de La Galera en Juan Griego es mucho más
fría, aunque sin ningún oleaje perceptible, que la de
Playa El Agua o la Playa de El Tirano, en las costas
orientales de la isla, ubicadas apenas a unos 15 km
11. 1.4. CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS 7
hacia el Este.
• En segundo lugar, el propio movimiento de rotación
es el responsable directo del ascenso de las aguas
frías en las costas occidentales de los continentes
en las latitudes subtropicales. El proceso es relati-
vamente sencillo: debido al movimiento de rotación
terrestre, de oeste a este, las aguas del fondo oceá-
nico, que se desplazan conjuntamente con la parte
sólida de las cuencas oceánicas, se ven forzadas a as-
cender cuando el talud continental actúa como una
especie de pala (inmóvil con relación al resto de la
litosfera) que las obliga a subir. En realidad, este se-
gundo motivo es el más importante, mientras que la
dirección de los vientos de este a oeste con las co-
rrientes marinas frías no es una causa de éstas sino
que también se debe al movimiento de rotación te-
rrestre. Más aún, en el caso de la Corriente de Hum-
boldt, los vientos de este a oeste no coinciden con
la corriente ya que ésta va de sur a norte y cuando
se acerca al ecuador terrestre se desvía hacia el no-
roeste. Precisamente, la falta de coincidencia entre
las direcciones de los vientos y de las corrientes es
una demostración de que no se trata exactamente de
las mismas causas. El artículo corrientes oceánicas
frías explica estas ideas con mayor amplitud.
1.4 Clasificaciones climáticas
1.4.1 Clasificación climática de Köppen en
función de la temperatura y precipi-
taciones
La obra principal de Köppen (o Kœppen) con respecto a
la Climatología se titula Die Klimate der Erde (El Clima
de la Tierra) publicada en 1923 ([5]
), y en la que describe
los climas del mundo en función de su régimen de tempe-
raturas y de precipitaciones. Constituye la primera obra
sistemática sobre Climatología y que marcó la pauta para
introducir distintas mejoras que la convirtieron en la cla-
sificación climática más conocida. Emplea un sistema de
letras mayúsculas y minúsculas cuyo valor está estableci-
do en torno a ciertos umbrales en cuanto a las temperatu-
ras medias anuales para separar los climas cálidos (letra
A) de los templados (letra C) y a estos de los fríos (letra
D) y polares (letra E). La letra B la destina a los climas
secos con dos tipos: BS, clima semidesértico o estepario
y BW, o clima desértico propiamente dicho. Por último,
la letra H la emplea para los climas indiferenciados de
alta montaña, aspecto en el que, con el diseño de una cla-
sificación de pisos térmicos, es decir, con la división de
las fajas altitudinales empleando curvas de nivel de una
altitud determinada, se introdujo una mejora sustancial y
que ha venido a sustituir a esos climas indiferenciados de
montaña.
Resumiendo la clasificación climática de Köppen se pue-
de señalar los siguientes tipos de clima:
1. A – Climas Macrotérmicos (Cálidos, de la zona in-
tertropical).
2. B – Climas secos (localizados en las zonas subtro-
picales y en el interior de los continentes de la zona
intertropical o de las zonas templadas). Se divide en
dos tipos: Desértico (BW) y semidesértico o estepa-
rio (BS).
3. C – Climas Mesotérmicos o templados.
4. D – Climas fríos (localizados en latitudes altas, pró-
ximas a los círculos polares y donde la influencia del
mar es muy escasa).
5. E – Climas polares. Se localizan en las zonas polares,
limitadas. hacia el ecuador por los Círculos polares.
6. H – Climas indiferenciados de alta montaña.
Para determinar los subgrupos o subtipos se añaden otras
letras minúsculas:
1. f – Lluvias todo el año (en la zona intertropical): Af
= clima de selva.
2. w – Lluvias en la época de sol alto (verano térmi-
co), también en la zona intertropical: Aw = Clima
de sabana
3. m – Lluvias de monzón. Similar al Aw, pero con llu-
vias más intensas originadas por la diferencia acen-
tuada de las presiones atmosféricas entre el océano
y los continentes. Solo se presenta en el sur y su-
reste del continente asiático. Las lluvias suelen ser
muy intensas y prolongadas durante la época de ca-
lor, cuando las bajas presiones continentales atraen
a los vientos procedentes del océano Índico carga-
dos de humedad, que se descargan en las vertientes
meridionales del Himalaya y otras cordilleras pro-
vocando desbordamientos de los grandes ríos de la
zona, como el Indo, el Ganges, el Bhramaputra, el
Irawaddy, el Saluen y el Mekong, así como otros ríos
del sur de China.
4. s – Lluvias en invierno. Corresponde al clima sub-
tropical seco o clima mediterráneo (Csa según Köp-
pen), localizado en las latitudes subtropicales de las
costas occidentales de los continentes.
Entre las principales modificaciones al sistema ideado
por Köppen pueden citarse las de Trewartha ([6]
) y la de
Thornthwaite ([7]
), que ha sido considerado por Strahler
como un sistema aparte.
12. 8 CAPÍTULO 1. CLIMA
1.4.2 En función exclusivamente de la tem-
peratura
• Climas sin inviernos: el mes más frío tiene una tem-
peratura media mayor de 18 °C. Corresponde a los
climas isotermos de la zona intertropical en áreas in-
feriores a los 1000 m de altitud, aproximadamente.
• Climas de latitudes medias: con las cuatro estacio-
nes.
• Climas sin verano: el mes más caluroso tiene una
temperatura media menor a 10 °C.
1.4.3 En función de la altitud
En la Zona Intertropical existen 4 pisos térmicos (tam-
bién llamados pisos climáticos o pisos bióticos) ya que los
cinco elementos o parámetros del clima que se han indi-
cado varían con la altitud. Algunos autores añaden un piso
intermedio (también llamado subtropical) entre el macro-
térmico y el mesotérmico, ya que este último abarca una
diferencia considerable de altura. Como se ha indicado,
estos 4 pisos son:
• Macrotérmico, con las temperaturas siempre ele-
vadas y constantes, ubicado entre el nivel del mar
y los 800 a 1000 msnm (metros sobre el nivel del
mar), según los criterios de distintos autores.
• Mesotérmico o piso templado, entre los 800 a 1000
m, hasta los 2500 a 3000 m de altitud.
• Microtérmico o piso frío (llamado en algunos paí-
ses hispanoamericanos como “piso de páramo”),
desde los 2500 o 3000 msnm hasta el nivel de
las nieves perpetuas (aproximadamente, a los 4700
msnm).
• Gélido, helado o de nieves perpetuas, a partir de los
4700 m de altitud, cota donde se ubica, aproxima-
damente, la isoterma de los 0 °C.
Y a medida que avanzamos en latitud, el número de pisos
climáticos va disminuyendo porque la influencia de la al-
titud va siendo sustituida por la de la misma latitud. Esto
significa que el primer piso que desaparece (ya en las zo-
nas templadas) es el piso macrotérmico. Y la diferencia
esencial entre los pisos térmicos o climáticos en la zo-
na intertropical y en otras zonas geoastronómicas es que
en aquella solo encontramos climas isotermos, es decir,
con las temperaturas semejantes a lo largo de todo el año
mientras que en las zonas templadas, las temperaturas va-
rían considerablemente durante las estaciones debido a la
distinta inclinación de los rayos solares durante el año y,
por ende, a las distintas cantidades de energía solar que
recibe la superficie terrestre a lo largo del año.
1.4.4 En función de la precipitación
• Árido
• Semiárido
• Subhúmedo
• Húmedo
• Muy húmedo
Con relación a los umbrales que separan unos climas de
otros según las precipitaciones respectivas, existen diver-
sas interpretaciones (según distintos autores), que debe-
rían estar basadas, además de los montos pluviométricos
de las estaciones ubicadas en un clima dado, en las tempe-
raturas medias mensuales de esas mismas estaciones, tal
como se indica en el artículo sobre el índice xerotérmico
de Gaussen ya que no es lo mismo una pluviosidad de 40
mm para un mes determinado en una estación meteoroló-
gíca de un clima cálido que si se trata de un clima frío. De
hecho, una escasa precipitación en un mes de apenas un
litro de agua por m² (es decir, 1 mm) no tendría ningún
efecto cuando se trata de un clima cálido, ya que ese valor
de la precipitación quedaría anulado rápidamente por la
evaporación: pero si hablamos de un clima de tundra du-
rante el invierno, en el que las temperaturas medias fue-
ran inferiores a los 0 °C, ese litro de agua permanecería
en el suelo en forma líquida o sólida, por la casi ausencia
de evaporación que se presenta con esas temperaturas.
En el caso de España, por ejemplo, la pluviosidad dismi-
nuye de noroeste a sureste, desde unos 1500 mm anuales
en una gran parte de Galicia hasta los 300 mm o menos en
las costas de Almería, con una aridez extrema en los va-
lles internos de la provincia por el efecto de sotavento de
las alineaciones montañosas, como sucede, por ejemplo,
en el valle de Tabernas. Y el ejemplo de las laderas oc-
cidentales de la Sierra de Grazalema, en Cádiz, con una
pluviosidad aún mayor que la de Galicia servirían para
aclarar un poco la idea ya indicada de la influencia de la
temperatura con respecto a la efectividad de las lluvias.
Si no se toma en cuenta la Sierra de Grazalema en lugar
de Galicia para definir la gradación progresiva de los cli-
mas según su mayor o menor aridez es porque esta Sierra,
que fue declarada en 1977 Reserva de la biosfera por la
UNESCO, representa un caso especial y muy localizado,
e inverso al de Tabernas, en el sentido de que se trata de
un área expuesta a los vientos del oeste, es decir, a bar-
lovento, lo que incide en la ocurrencia de lluvias orográ-
ficas. En cambio, en el valle de Tabernas, con un clima
desértico y ubicado en el extremo oriental de Andalucía,
en Almería, se trata de una zona a sotavento de los vientos
del oeste, por lo que la humedad es muy escasa.
1.4.5 Clasificación genética
Clasifica en función de las masas de aire que le dan origen:
13. 1.6. MICROCLIMAS 9
• Clima I: vaguada ecuatorial y clima seco.
• Clima II: controlado por la zona de contacto de vien-
to tropical y polar.
• Clima III: controlado por vientos polares y árticos y
tundras
Tiene el problema de ser excesivamente sintético y los de-
talles, es decir, la innumerable gama de variaciones con-
tinentales, regionales y locales, prácticamente se dejan de
tener en cuenta.
1.5 Diferentes tipos de clima
En el mundo los tipos de clima se clasifican en tres grupos.
1.5.1 Cálidos
• Clima ecuatorial (región amazónica, parte oriental
de Panamá, península de Yucatán, centro de África,
occidente costero de Madagascar, sur de la península
de Malaca e Insulindia).
• Clima tropical (Caribe, Llanos y costas de
Colombia, Costa Rica y Venezuela, costa del
Ecuador, costa norte del Perú, la mayor parte del
este de Bolivia, noroeste de Argentina, oeste de
Paraguay, centro y sur de África, sudeste asiático,
norte de Australia, sur y parte del centro de la India,
la Polinesia etc. y la costa surcentral del Pacífico de
México).
• Clima subtropical árido (suroeste de América del
Norte, norte y suroeste de África, oriente medio,
costa central y sur del Perú, norte de Chile, centro
de Australia). Se ubica entre los climas desérticos
subtropicales y las franjas de clima mediterráneo,
del cual se distingue por una pequeña diferencia en
cuanto a la lluvia recibida.
• Clima desértico y semidesértico, este último tam-
bién llamado clima estepario, se ubican en el interior
de los continentes en la zona templada (Asia Central,
centro-oeste de América del Norte, Mongolia, norte
y oeste de China).
1.5.2 Templados
Los climas templados son los propios de latitudes medias,
y se extienden entre los paralelos 30 grados y 70 grados
aproximadamente. Su carácter procede de los contrastes
estacionales de las temperaturas y las precipitaciones, y
de una dinámica atmosférica condicionada por los vien-
tos del oeste. Las temperaturas medias anuales se sitúan
alrededor de los 15 °C y las precipitaciones van de 300 a
más de 1000 mm anuales, dependiendo de factores como
la exposición del relieve a los vientos y a la insolación, la
distancia al mar o continentalidad y otros.
Dentro de los climas templados distinguimos dos grandes
conjuntos: los climas subtropicales, o templados-cálidos,
y los climas templados propiamente dichos, o templados-
fríos. A su vez, dentro de cada uno de esos grandes con-
juntos se engloban varios subtipos climáticos.
• Clima subtropical húmedo (sudeste de Estados
Unidos y Australia, sur de China, noreste de
Argentina, sur de Brasil y Uruguay, norte de la India
y Pakistán, Japón y Corea del Sur).
• Clima mediterráneo (zona del Mediterráneo,
California, centro de Chile, sur de Sudáfrica, sur-
oeste de Australia).
• Clima oceánico o atlántico (zona atlántica euro-
pea, costas del Pacífico del noroeste de Estados Uni-
dos y de Canadá, sureste de Australia, Nueva Ze-
landa, sur de Chile, costa de la Provincia de Buenos
Aires, Argentina).
• Clima continental (centro de Europa y China y la
mayor parte de Estados Unidos, norte y noreste de
Europa, sur y centro de Siberia, Canadá y Alaska).
1.5.3 Fríos
• Climas polares (al norte del Círculo Polar Ártico y
al sur del Círculo Polar Antártico).
• Clima de montaña (en montañas altas).
1.6 Microclimas
• Clima urbano: Es un tipo de microclima originado
por el calentamiento del aire por las actividades do-
mésticas de tipo urbano, la industria, el transporte,
la calefacción y otras causas. También produce un
clima más seco y con mayores extremos meteoroló-
gicos.
• Incendios: ver tormenta ígnea. El lugar donde se
producen incendios forestales suele tener unos efec-
tos similares a los de los climas urbanos debido al
calentamiento del aire en esos lugares.
• Erupciones: las erupciones volcánicas pueden pro-
ducir lluvias torrenciales, nubes de polvo y agua, con
tormentas eléctricas producidas por el ascenso vio-
lento de aire con gases y vapor muy calientes.
Un microclima es un clima local de características distin-
tas a las que están en la misma zona en que se encuentra.
El microclima es un conjunto de valores meteorológicos
que caracterizan un contorno o ámbito reducido y que se
diferencian de los que existen en su entorno.
14. 10 CAPÍTULO 1. CLIMA
Los factores que lo componen son la topografía, tempe-
ratura, humedad, altitud, latitud, insolación y la cobertura
vegetal.
1.7 Véase también
• Anexo:Récords meteorológicos mundiales
• Clima urbano
• Climatología
• Corriente marina
• Dinámica de la atmósfera
• El Niño
• Geografía física
• Isla de calor
• Manipulación del clima
• Meteorología
• Meteorología extrema
• Meteorología y climatología
• Microclima
• Ola de calor
• Piso bioclimático
• Pisos térmicos
• Zona de vida
• Zona geoastronómica
• Zona intertropical
1.8 Referencias
[1] F. J. Monkhouse. Diccionario de términos geográficos.
Barcelona: oikos-tau, s. a. - ediciones, 1978, p.94.
[2] «"No podemos predecir el tiempo la semana que viene"»
(en inglés). Consultado el 24 de septiembre de 2010.
[3] Arthur Newell Strahler. Physical Geography, New York:
John Wiley & Sons, 1960, second edition, p. 183
[4] Causas de las glaciaciones en Pleistoceno#Causas de las
glaciaciones
[5] Arthur N. Strahler: Physical Geography. New York: John
Wiley & Sons, 1962, second edition, p. 504
[6] Trewartha, Glenn T. An Introduction to Climate. New
York: McGraw-Hill Book Co., 1955, 402 pp.
[7] Thornthwaite, C. W. The Climates of the Earth. Geograp-
hical Review, N° 23, pp 433-440
1.9 Enlaces externos
• Wikimedia Commons alberga contenido multi-
media sobre Clima. Commons
• Wikcionario tiene definiciones y otra informa-
ción sobre clima.Wikcionario
• Wikinoticias tiene noticias relacionadas con
Clima.Wikinoticias
• El clima de la Tierra – Animación
CNRS/sagascience (2012).
• Clima-Conceptos básicos.
• Clima mundial.
• Desarrollo sostenible, Información – DDURABLE.
Sitio de información sobre el desarrollo sostenible.
• Temperaturas extremas en el mundo.
• ClimaTIC, climatología para estudiantes (Español-
Educaplus.org).
• Clima sustentable: el clima como herramienta estra-
tégica.
• Amplia información sobre la crisis climática (cam-
bio climático).
• Historia del clima de la Tierra.
• Clima (National Geographic).
15. Capítulo 2
Tiempo atmosférico
Tormenta cerca de Garajau, Madeira.
El tiempo atmosférico o meteorológico (para diferen-
ciarlo del tiempo cronológico) es el conjunto de todos
los fenómenos atmosféricos que ocurren en la atmós-
fera en un lugar o área de la superficie terrestre y en
un momento o lapso de tiempo determinados. La me-
dición de los valores de dichos fenómenos atmosféri-
cos se lleva a cabo en las estaciones meteorológicas,
las cuales miden distintos parámetros como son, entre
otros, la temperatura atmosférica, la presión, humedad
relativa, vientos y precipitaciones. Estos y otros fenó-
menos relacionados integran el campo de estudio de la
Meteorología.
Normalmente la palabra “tiempo” refleja la actividad de
estos fenómenos durante un período de uno o varios días.
El promedio del tiempo para un período más largo (trein-
ta años o más) se conoce como clima. Esta escala más
larga del tiempo se estudia con la climatología. Tanto la
meteorología como la climatología estudian los flujos de
energía en el seno de la atmósfera, desde luego, a distin-
tas escalas temporales: la meteorología a corto plazo y la
climatología a largo plazo. Estos flujos de energía se ma-
nifiestan en una serie de datos meteorológicos obtenidos
en los observatorios
Actualmente hay mucho interés por la información me-
teorológica y por sus aplicaciones, en especial por la utili-
dad que se deriva de la previsión del tiempo atmosférico,
que en décadas recientes ha avanzado de manera extra-
ordinaria, tanto por el desarrollo de nuevas tecnologías
como por la divulgación de dicha información, que cada
vez se hace más extendida y asequible para todos.
2.1 Tiempo atmosférico y clima
Mientras que la meteorología es una ciencia que estu-
dia los fenómenos atmosféricos a escalas (temporal y es-
pacial) relativamente reducidas, la climatología estudia
los mismos fenómenos a una escala mucho mayor. Por
ejemplo, mientras que la meteorología recaba informa-
ción cuantitativa de los tipos de tiempo atmosférico de
una estación meteorológica dada y su área de influencia,
en el caso de la climatología se estudian los tipos de cli-
ma que integran la información meteorológica promedio
de áreas mucho más grandes y que se deben obtener de
cierta cantidad de años, por lo general, 30 o más [[1]
].
Una buena diferenciación entre tiempo meteorológico y
clima la ha establecido la NASA cuando señala que tiem-
po meteorológico y clima operan en escalas temporales
distintas:
2.2 Origen y flujo de la energía at-
mosférica
2.2.1 La insolación
Casi la totalidad de la energía solar que genera todos los
cambios atmosféricos procede de la radiación solar, es
decir, de la insolación. Pero los rayos solares no calien-
tan directamente al aire atmosférico por la propiedad del
aire en su conjunto de la diatermancia que explica que la
atmósfera se deja atravesar por los rayos solares sin prác-
ticamente calentarse. Así el calentamiento de la atmós-
fera por la radiación solar es indirecto: los rayos solares
calientan primero la litósfera (de manera rápida) y la hi-
drósfera (más lentamente que la litosfera). Cuando tanto
la litósfera como la hidrósfera se han calentado, van ce-
diendo ese calor a la atmósfera, la primera rápidamente y
11
16. 12 CAPÍTULO 2. TIEMPO ATMOSFÉRICO
Una imagen de satélite de la NASA de la desembocadura del
Amazonas nos muestra algunos de los flujos de energía en la
atmósfera: los rayos solares calientan la superficie terrestre, las
tierras en primer lugar (con mayor rapidez) y las aguas después
(más lentamente). El calentamiento de las tierras calienta a su
vez el aire superficial, que se eleva, enfriándose y condensán-
dose la humedad atmosférica que se convierte en agua líquida
que forma las nubes. Mientras tanto, el agua de los grandes ríos
amazónicos está absorbiendo la radiación solar más lentamente
por lo que no hay evaporación de sus aguas y, por lo tanto, tam-
poco hay calentamiento del aire en esas áreas, no hay convección
ni condensación en ellas.
la segunda más lentamente, todo ello de acuerdo a lo ex-
plicado sobre el calentamiento de la litosfera y la hidros-
fera en el artículo ya citado (diatermancia). La imagen del
delta del río Amazonas que aquí se presenta está tomada
durante la mañana. Si la comparásemos con una imagen
similar durante el anochecer ese mismo día (ello se hace
posible, no en una imagen del espectro visible, sino en una
imagen infrarroja) veríamos que la situación se invierte,
apareciendo mayor condensación sobre los ríos que sobre
las tierras.
2.2.2 Otras fuentes de energía atmosférica
Erupción del Volcán Mayón en la isla de Luzón, Filipinas, en
1984. Puede verse a la izquierda una nube formada por vapor de
agua muy caliente de la erupción al enfriarse con la temperatura
ambiente.
Además de la radiación solar existen tres fuentes menores
Fuente hidrotermal submarina, cuya energía produce el ambiente
que posibilita la existencia de fauna abisal en sus alrededores a
pesar de la enorme presión que existe por la gran profundidad
del fondo oceánico
de energía térmica que pueden calentar la atmósfera:
• La energía geotérmica de los puntos calientes en el
fondo oceánico. Esta energía pasa al agua oceánica
que se calienta o llega incluso a hervir, evaporándose
con lo que absorbe calor que, al condensarse, pasa al
aire atmosférico.
• Las erupciones volcánicas también pueden llegar a
calentar la atmósfera de manera directa, sin que la
radiación solar intervenga.
• La transpiración de plantas y animales así como
la respiración de los seres vivos. Esta última fuen-
te de calor es muy importante, como nos muestran
las fotografías infrarrojas de la las zonas de vege-
tación presentes en la superficie terrestre. Sin em-
bargo, estas tres fuentes de calor resultan insignifi-
cantes cuando las comparamos con la energía solar
recibida en la superficie terrestre. Si aquí se señalan
es para aclarar la idea inicial de este tema de que la
casi totalidad de la energía que se almacena en la at-
mósfera procede de la radiación solar. Y de las tres
fuentes de calentamiento distinto a la radiación so-
lar, la formada por la transpiración de la vegetación
es la más importante por su estabilidad en el tiempo
y por usar el CO2 como materia prima, además de
17. 2.6. VÉASE TAMBIÉN 13
la liberación de oxígeno libre, sin lo cual la vida de
los animales se haría imposible
2.3 Fenómenos meteorológicos
Huracán Luis en 1995.
El tiempo cambia movido por las diferencias de energía
solar percibida en cada área diferenciada de acuerdo con
una escala de tiempo que va desde menos de un día (dife-
rencias de radiación entre el día y la noche) hasta períodos
estacionales a lo largo del año. Las estaciones meteoroló-
gicas miden las distintas variables locales del tiempo co-
mo la temperatura, la presión atmosférica, la humedad,
la nubosidad, el viento y el monto pluviométrico de las
lluvias o precipitaciones. Conocidas estas variables direc-
tas, se pueden averiguar otras derivadas, como la presión
de vapor de condensación, la temperatura de sensación o
la temperatura de bochorno.
Mediante redes de estaciones meteorológicas locales,
estaciones en barcos y satélites meteorológicos, la
meteorología intenta averiguar las variables meteorológi-
cas en los vértices de una malla tridimensional del menor
tamaño posible. A partir de estas condiciones iniciales y
aplicando las leyes de la física, se intenta predecir la evo-
lución del tiempo a 12 horas, 24, 48, 72 y 96 horas. Para
ello hay que usar potentes ordenadores que se encargan
de realizar los cálculos usando un modelo predictivo de
tipo empírico.
2.4 Pronóstico meteorológico
2.5 Imágenes de satélite
2.6 Véase también
• Atmósfera
• Boletín meteorológico
• Clima
• Dinámica de la atmósfera
• Escala sinóptica
• Meteorología
• Meteorología extrema
• Meteorología y climatología
• Pronóstico del tiempo
2.7 Referencias
[1] F. J. Monkhouse. Diccionario de términos geográficos.
Barcelona: Oikos Tau ediciones, 1978, p. 94
2.8 Enlaces externos
• Wikimedia Commons alberga contenido multi-
media sobre Tiempo atmosférico. Commons
• Wikimedia Commons alberga contenido multi-
media sobre Mapas del tiempoCommons.
• Instituto Nacional de Meteorología de España
• Información meteorológica de Cataluña (en Cata-
lán)
• El Tiempo Espacial
• RainRadar - Radar meteorológico del mundo
• [Meteoclimatic]
18. Capítulo 3
Temperatura atmosférica
Se llama temperatura atmosférica a uno de los elemen-
tos constitutivos del clima que se refiere al grado de calor
específico del aire en un lugar y momento determinados
así como la evolución temporal y espacial de dicho ele-
mento en las distintas zonas climáticas. Constituye el ele-
mento meteorológico más importante en la delimitación
de la mayor parte de los tipos climáticos. Por ejemplo, al
referirnos a los climas macrotérmicos (es decir, de altas
temperaturas; climas A en la clasificación de Köppen),
mesotérmicos (climas templados o climas C en la clasifi-
cación de Köppen) y microtérmicos (climas fríos o climas
E) estamos haciendo de la temperatura atmosférica uno
de los criterios principales para caracterizar el clima.
3.1 Conceptos relacionados
Esquema explicativo de la interpretación de un climograma
• Temperatura máxima. Es la mayor temperatura
del aire alcanzada en un lugar en un día (máxima
diaria), en un mes (máxima mensual) o en un año
(máxima anual). También puede referirse a la tem-
peratura máxima registrada en un lugar durante mu-
cho tiempo (máxima absoluta). En condiciones nor-
males, y sin tener en cuenta otros elementos del cli-
ma, las temperaturas máximas diarias se alcanzan
en las primeras horas de la tarde; las máximas men-
suales suelen alcanzarse durante julio o agosto en la
zona templada del hemisferio norte y en enero o fe-
brero en el hemisferio sur. Las máximas absolutas
dependen de muchos factores, sobre todo de la in-
solación, de la continentalidad, de la mayor o menor
humedad, de los vientos y de otros.
• Temperatura mínima. Se trata de la menor tem-
peratura alcanzada en un lugar en un día, en un mes
o en un año y también la mínima absoluta alcan-
zada en los registros de temperaturas de un lugar
determinado. También en condiciones normales, las
temperaturas mínimas diarias se registran en horas
del amanecer, las mínimas mensuales se obtienen en
enero o febrero en el hemisferio norte y en julio o
agosto en el hemisferio sur. Y también las tempe-
raturas mínimas absolutas dependen de numerosos
factores.
• Temperatura media. Se trata de los promedios es-
tadísticos obtenidos entre las temperaturas máximas
y mínimas. Con las temperaturas medias mensuales
(promedio de las temperaturas medias diarias a lo
largo del mes) se obtiene un gráfico de las tempera-
turas medias de un lugar para un año determinado.
Y con estos mismos datos referidos a una sucesión
de muchos años (30 o más) se obtiene un prome-
dio estadístico de la temperatura en dicho lugar. Es-
tos últimos datos, unidos al promedio de los mon-
tos pluviométricos (lluvias) mensuales de ese mis-
mo lugar ofrecen los datos necesarios para la elabo-
ración de un gráfico climático (a veces identificado
como climograma) de dicho lugar. En el climogra-
ma empleado como ejemplo, la temperatura míni-
ma se produce en diciembre y la máxima en julio.
El gráfico podría servir como ejemplo de un clima
14
19. 3.4. REFERENCIAS 15
templado mediterráneo.
3.2 Origen del calor atmosférico
La radiación solar es la fuente de energía principal y prác-
ticamente la única para la atmósfera de nuestro planeta.
Esta radiación solar nos llega en forma de insolación: ra-
yos de luz y calor de diferentes longitudes de onda que
constituyen el espectro visible (rayos luminosos) y los de
menor longitud de onda no visibles (rayos ultravioleta) y
de mayor longitud de onda (rayos infrarrojos, que tampo-
co son visibles). Así pues, el espectro visible se encuentra
en el medio del espectro constituido por la radiación solar
que llega a nuestro planeta, y más específicamente, a la
atmósfera terrestre.
La radiación solar atraviesa la atmósfera sin calentarla,
porque el aire es diatérmano, es decir, se deja atravesar
por los rayos solares sin calentarse. Pero esta radiación
solar, al llegar a la superficie terrestre o marítima se trans-
forma aumentando su longitud de onda y pueden calentar
tanto las aguas como el suelo y las capas inferiores del
aire. Así, este calentamiento de la atmósfera terrestre no
es directo sino indirecto a partir de los rayos infrarrojos
de mayor longitud de onda que son re-emitidos por la su-
perficie terrestre caliente ([1]
).
El calentamiento en las capas inferiores del aire se debe
a dos fenómenos estrechamente relacionados:
1. La mayor presión atmosférica del aire a baja altura.
Este hecho se deriva de que el aire es compresible,
es decir, puede comprimirse por su propio peso. Y
el aire comprimido puede absorber mucho más calor
que el aire expandido.
2. El escaso alcance de las ondas reflejadas por la su-
perficie terrestre: estas ondas son de radiación infra-
rroja (onda larga) y pierden su energía térmica muy
rápidamente después de ser emitidas. Es por ello por
lo que se produce el fenómeno del espejismo, en el
que el aire en contacto con el suelo se calienta mu-
cho y al disminuir su densidad produce una especie
de espejo que refracta la luz solar, por lo que en un
día seco puede verse la superficie de las carreteras
como si estuvieran mojadas (y lagos virtuales en las
arenas del desierto).
3.3 Temperatura y presión del aire
Estos son dos elementos del clima que varían entre sí de
manera inversa: cuanto mayor sea la temperatura del ai-
re, menor será su presión y el aire asciende. A la inver-
sa, cuando el aire es más frío tiene una tendencia a des-
cender, con lo que la presión atmosférica aumenta por
compresión en los lugares donde desciende. Así, donde la
temperatura del aire aumenta, el tiempo atmosférico ten-
derá a ser inestable y se pueden producir lluvias e incluso
tormentas. Y donde la temperatura del aire desciende, el
tiempo será más estable y se presentarán días soleados sin
nubes y con el ambiente seco.
3.4 Referencias
[1] Strahler, Arthur N. (1960) Physical Geography. New
York: John Wiley & Sons, p. 113
3.5 Véase también
• Diatermancia
• Espejismo
• Presión atmosférica
• Radiación solar
• Solana
20. Capítulo 4
Presión atmosférica
Barómetro aneroide, un instrumento para medir la presión at-
mosférica.
La presión atmosférica es la fuerza por unidad de área
que ejerce el aire sobre la superficie terrestre.
La presión atmosférica en un punto coincide numérica-
mente con el peso de una columna estática de aire de sec-
ción recta unitaria que se extiende desde ese punto hasta
el límite superior de la atmósfera. Como la densidad del
aire disminuye conforme aumenta la altura, no se puede
calcular ese peso a menos que seamos capaces de expre-
sar la variación de la densidad del aire ρ en función de la
altitud z o de la presión p. Por ello, no resulta fácil hacer
un cálculo exacto de la presión atmosférica sobre un lu-
gar de la superficie terrestre. Además tanto la temperatura
como la presión del aire están variando continuamente, en
una escala temporal como espacial, dificultando el cálcu-
lo. Se puede obtener una medida de la presión atmosfé-
rica en un lugar determinado pero de ella no se pueden
sacar muchas conclusiones; sin embargo, la variación de
dicha presión a lo largo del tiempo, permite obtener una
información útil que, unida a otros datos meteorológicos
(temperatura atmosférica, humedad y vientos) puede dar
una imagen bastante acertada del tiempo atmosférico en
dicho lugar e incluso un pronóstico a corto plazo del mis-
mo.
La presión atmosférica en un lugar determinado
experimenta variaciones asociadas con los cambios
meteorológicos. Por otra parte, en un lugar determinado,
la presión atmosférica disminuye con la altitud, como
se ha dicho. La presión atmosférica decrece a razón
de 1 mmHg o Torr por cada 10 m de elevación en los
niveles próximos al del mar. En la práctica se utilizan
unos instrumentos, llamados altímetros, que son sim-
ples barómetros aneroides calibrados en alturas; estos
instrumentos no son muy precisos.
La presión atmosférica también varía según la latitud. La
menor presión atmosférica al nivel del mar se alcanza en
las latitudes ecuatoriales. Ello se debe al abombamien-
to ecuatorial de la Tierra: la litósfera está abultada en el
ecuador terrestre, mientras que la hidrósfera está aún más
abultada por lo que las costas de la zona ecuatorial se en-
cuentran varios km más alejadas del centro de la Tierra
que en las zonas templadas y, especialmente, en las zo-
nas polares. Y, debido a su menor densidad, la atmósfera
está mucho más abultada en el ecuador terrestre que la
hidrósfera, por lo que su espesor es mucho mayor que el
que tiene en las zonas templadas y polares. Por ello, la
zona ecuatorial es el dominio permanente de bajas pre-
siones atmosféricas por razones dinámicas derivadas de
la rotación terrestre. También por ello, la temperatura at-
mosférica disminuye en la zona templada un grado por
cada 154 m de altitud en promedio, mientras que en la
zona intertropical esta cifra alcanza unos 180 m de alti-
tud.
La presión atmosférica normalizada, 1 atmósfera, fue de-
finida como la presión atmosférica media al nivel del mar
que se adoptó como exactamente 101 325 Pa o 760 Torr.
Sin embargo, a partir de 1982, la IUPAC recomendó que
si se trata de especificar las propiedades físicas de las
sustancias la "presión normalizada" debía definirse como
exactamente 100 kPa o (≈750,062 Torr). Aparte de ser
un número redondo, este cambio tiene una ventaja prác-
tica porque 100 kPa equivalen a una altitud aproximada
de 112 metros, que está cercana al promedio de 194 m
de la población mundial.[1]
16
21. 4.2. PRESIÓN ATMOSFÉRICA Y ALTURA 17
4.1 Historia
En la antigüedad estaban lejos de sospechar el peso
del aire. Lo consideraban como un cuerpo que por su
naturaleza tendía a elevarse; explicándose la ascensión de
los líquidos en las bombas por el horror vacui, «horror al
vacío», que tiene la naturaleza.
Cuando unos jardineros italianos quisieron elevar agua
aspirando con una bomba de hélice, apreciaron que no
podían superar la altura de 10,33 m (cerca de 34 pies).
Consultado Galileo, determinó éste que el horror de la
naturaleza al vacío se limitaba con una fuerza equivalen-
te al peso de 10,33 m de agua (lo que viene a ser 1 atm de
presión), y denominó a dicha altura altezza limitatíssima.
En 1643, Torricelli tomó un tubo de vidrio de un metro
de longitud y lo llenó de «plata viva» (mercurio). Mante-
niendo el tubo cerrado con el dedo, lo invirtió e introdujo
en una vasija con mercurio. Al retirar el dedo comprobó
que el metal descendía hasta formar una columna cuya
altura era 13,6 veces menor que la que se obtenía al reali-
zar el experimento con agua. Como sabía que el mercurio
era 13,6 veces más pesado que el agua, dedujo que am-
bas columnas de líquido soportaban el mismo contrapeso,
sospechando que solo el aire era capaz de realizar dicha
fuerza.
Luego de la temprana muerte de Torricelli, llegaron
sus experimentos a oídos de Pascal, a través del Padre
Mersenne que los dio a conocer por medio de un trata-
do, actualmente depositado en París.[cita requerida]
Aunque
aceptando inicialmente la teoría del horror al vacío, no
tardó Pascal en cambiar de idea al observar los resulta-
dos de los experimentos que realizó. Empleando un tu-
bo curvado y usándolo de forma que la atmósfera no tu-
viera ninguna influencia sobre el líquido, observó que las
columnas llegaban al mismo nivel. Sin embargo, cuando
permitía la acción de la atmósfera en uno de los ramales,
el nivel variaba.
Estos resultados le indujeron a abordar el experimento
definitivo, consistente en transportar el barómetro a dis-
tintas altitudes y comprobar si era realmente el peso del
aire el que determinaba la ascensión del líquido en el tu-
bo. Al escribir a Perier, uno de sus parientes, el 15 de
noviembre de 1647 acerca del experimento proyectado,
decía:
Si sucede que la altura de la plata viva es
menor en lo alto de la montaña que abajo,
se deducirá necesariamente que la gravedad y
presión del aire son la única causa de esta sus-
pensión de la plata viva, y no el horror al vacío,
porque es verdad que hay mucho más aire que
pese al pie de la montaña que en su vértice.
El 19 de septiembre de 1648, Pelier cumplió el deseo de
su cuñado y realizó el experimento ascendiendo a la cima
del Puy-de-Dôme. Comparando la medida realizada en la
cima, situada a una altura de 500 toesas (cerca de 1000
m), con la de base, tomada por el padre Chastin, halla-
ron una diferencia de tres líneas y media entre ambas. La
idea del horror vacui quedó definitivamente abandonada:
el aire pesaba.
Sin dudar del mérito de la realización del experimento, sin
embargo Descartes fue quien, en carta escrita en 1638, 12
años antes del experimento de Torricelli, afirmaba ya que:
El aire es pesado, se lo puede comparar a
un vasto manto de lana que envuelve la Tierra
hasta más allá de las nubes; el peso de esta lana
comprime la superficie del mercurio en la cu-
ba, impidiendo que descienda la columna mer-
curial.
No obstante, el concepto de presión atmosférica no empe-
zó a extenderse hasta la demostración, en 1654, del bur-
gomaestre e inventor Otto von Guericke quien, con sus
hemisferios de Magdeburgo, cautivó al público y a per-
sonajes ilustres de la época.
4.2 Presión atmosférica y altura
La altura modifica tanto la temperatura como la presión
atmosféricas al modificarse la densidad del aire. El fenó-
meno es muy sencillo: el aire se calienta en contacto con
la superficie terrestre, tanto en la parte sólida como en la
superficie de los océanos y mares, especialmente, en este
último caso. Al calentarse el aire se eleva porque dismi-
nuye de densidad y por lo tanto, de presión y asciende
hasta equilibrarse la densidad de la columna ascendente
del aire con su entorno a un nivel superior. Sin embargo,
la comprensión de este proceso es mucho más compleja,
ya que las variaciones de la presión no varían exclusiva-
mente con la altura sino con otros factores como son la
mayor o menor humedad y con la latitud, que modifica
sustancialmente el mayor o menor espesor de la atmós-
fera por razones dinámicas: este espesor es máximo en
la zona ecuatorial debido a la fuerza centrífuga de la ro-
tación terrestre en dicha zona y, por ende, menor en los
polos. La relación entre densidad del aire y la altura dio
origen al invento del altímetro, que no es sino un baró-
metro aneroide graduado en metros de altitud en lugar
de unidades de presión atmosférica. Pronto se vio que al
trasladar el altímetro a lo largo de un meridiano también
variaba la presión atmosférica, incluso aunque nos encon-
trásemos siempre al nivel del mar. La conclusión lógica
era que la altura del nivel del mar varía según la latitud,
siendo mayor la altura (y por lo tanto, menor la presión), a
lo largo del ecuador terrestre, que forma la circunferencia
terrestre formada por los puntos más alejados del centro
de la tierra señalando con ello lo que se conoce como el
abultamiento ecuatorial de nuestro planeta.
22. 18 CAPÍTULO 4. PRESIÓN ATMOSFÉRICA
4.3 Estabilidad e inestabilidad at-
mosférica
Cuando el aire está frío, desciende, haciendo aumentar
la presión y provocando estabilidad barométrica o anti-
ciclónica: se forma así una zona de calmas, es decir, sin
vientos, ya que el aire frío y pesado que desciende lenta-
mente se va expandiendo en sentido circular y comienza
a girar casi imperceptiblemente en sentido horario en el
hemisferio norte y antihorario en el hemisferio sur. Se
forma, entonces, un anticiclón. Cuando el aire está ca-
liente, asciende, haciendo bajar la presión y provocando
inestabilidad. Se forma así un ciclón o borrasca.
Además, el aire frío y el cálido no se mezclan de manera
inmediata, debido a la diferencia de densidades; y cuando
se encuentran en superficie, el aire frío empuja hacia arri-
ba al aire caliente provocando un descenso de la presión
e inestabilidad, por causas dinámicas. Se forma entonces
un ciclón, o borrasca dinámica. Esta zona de contacto es
la que se conoce como frente.
4.4 Véase también
• Unidades de medida de presión y sus factores de
conversión
• Diatermancia
• Dinámica atmosférica
• Meteorología
• Isolínea
• Isobara
• Manoscopio
• Aire
4.5 Referencias
[1] «Standard Pressure IUPAC.org, Gold Book,» (en inglés).
Consultado el 14 de enero de 2008.
4.6 Bibliografía
• Ortega, Manuel R. (1989-2006). Lecciones de Fí-
sica (4 volúmenes). Monytex. ISBN 84-404-4290-4,
ISBN 84-398-9218-7, ISBN 84-398-9219-5, ISBN 84-
604-4445-7.
• Resnick, Robert & Halliday, David (2004). Física
4ª. CECSA, México. ISBN 970-24-0257-3.
• Tipler, Paul A. (2000). Física para la ciencia y la
tecnología (2 volúmenes). Barcelona: Ed. Reverté.
ISBN 84-291-4382-3.
4.7 Enlaces externos
• Wikimedia Commons alberga contenido multi-
media sobre Presión atmosféricaCommons.
23. 4.7. ENLACES EXTERNOS 19
Barómetro de mercurio, como el empleado por Pascal para medir
la presión atmosférica
24. Capítulo 5
Viento
Típica alegoría al viento, de Yakovlev Shalyapin.
El viento es el flujo de gases a gran escala. En la Tierra, el
viento es el movimiento en masa del aire en la atmósfera
en movimiento horizontal. Günter D. Roth lo define co-
mo «la compensación de las diferencias de presión atmos-
férica entre dos puntos».[1]
En el espacio exterior, el viento solar es el movimiento de
gases o partículas cargadas del Sol a través del espacio,
mientras que el viento planetario es la desgasificación de
elementos químicos ligeros de la atmósfera de un planeta
hacia el espacio. Allí, los vientos se suelen clasificar se-
gún su dimensión espacial, la velocidad, los tipos de fuer-
za que los causan, las regiones donde se producen y sus
efectos. Los vientos más fuertes observados en un planeta
del sistema solar se producen en Neptuno y Saturno.
En meteorología se suelen denominar los vientos según
su fuerza y la dirección desde la que soplan. Los aumen-
tos repentinos de la velocidad del viento durante un tiem-
po corto reciben el nombre de ráfagas. Los vientos fuer-
tes de duración intermedia (aproximadamente un minu-
La silueta de una bruja con su escoba sirve para marcar la di-
rección del viento en una veleta en Alcudia de Carlet (provincia
de Valencia, España).
to) se llaman turbonadas. Los vientos de larga duración
tienen diversos nombres según su fuerza media como,
por ejemplo, brisa, temporal, tormenta, huracán o tifón.
El viento se puede producir en diversas escalas: desde
flujos tormentosos que duran decenas de minutos hasta
brisas locales generadas por el distinto calentamiento de
la superficie terrestre y que duran varias horas, e inclu-
so globales, que son el fruto de la diferencia de absorción
de energía solar entre las distintas zonas geoastronómicas
de la Tierra. Las dos causas principales de la circulación
atmosférica a gran escala son el calentamiento diferen-
cial de la superficie terrestre según la latitud, y la inercia
y fuerza centrífuga producidas por la rotación del plane-
ta. En los trópicos, la circulación de depresiones térmicas
por encima del terreno y de las mesetas elevadas puede
impulsar la circulación de monzones. En las áreas coste-
20
25. 5.1. CAUSAS GENERALES 21
ras, el ciclo brisa marina/brisa terrestre puede definir los
vientos locales, mientras que en las zonas con relieve va-
riado las brisas de valle y montaña pueden dominar los
vientos locales.
En la civilización humana, el viento ha inspirado la
mitología, ha afectado a los acontecimientos históricos,
ha extendido el alcance del transporte y la guerra, y ha
proporcionado una fuente de energía para el trabajo me-
cánico, la electricidad y el ocio. El viento ha impulsado
los viajes de los veleros a través de los océanos de la Tie-
rra. Los globos aerostáticos utilizan el viento para via-
jes cortos, y el vuelo con motor lo utilizan para generar
sustentación y reducir el consumo de combustible. Las zo-
nas con cizalladura del viento provocado por varios fenó-
menos meteorológicos pueden provocar situaciones peli-
grosas para las aeronaves. Cuando los vientos son fuertes,
los árboles y las estructuras creadas por los seres humanos
pueden llegar a resultar dañados o destruidos.
Los vientos pueden dar forma al relieve a través de una
serie de procesos eólicos como la formación de suelos
fértiles (por ejemplo, el loess) o la erosión. El polvo de
desiertos grandes puede ser movido a grandes distancias
desde su lugar de origen por los vientos dominantes, y los
vientos que son acelerados por una topografía agreste y
que están asociados con tormentas de polvo han recibido
nombres regionales en diferentes partes del mundo debi-
do a su efecto significativo sobre estas regiones. El viento
afecta la extensión de los incendios forestales. También
dispersa las semillas de determinadas plantas, y hace po-
sible la supervivencia y dispersión de estas especies ve-
getales, así como las poblaciones de insectos voladores.
En combinación con las temperaturas frías, el viento tie-
ne un efecto negativo sobre el ganado. El viento afecta las
reservas de alimento de los animales y sus estrategias de
caza y defensa.
Mapa del promedio anual de la velocidad del viento medido a
10 m de altura. Obsérvese la zona de calmas ecuatoriales y al
sur el cinturón de fuertes vientos catabáticos subantárticos.
5.1 Causas generales
La gran capa atmosférica es atravesada por las radiacio-
nes solares que calientan el suelo, el cual, a su vez, calienta
el aire que lo rodea. Así resulta que éste no es calentado
directamente por los rayos solares que lo atraviesan sino,
en forma indirecta, por el calentamiento del suelo y de
las superficies acuáticas. Cuando el aire se calienta, tam-
bién se dilata, como cualquier gas, es decir, aumenta de
volumen, por lo cual asciende hasta que su temperatura
se iguala con la del aire circundante. A grandes rasgos,
las masas de aire van de los trópicos al ecuador (vientos
alisios, que son constantes, es decir, que soplan durante
todo el año), donde logran ascender tanto por su calen-
tamiento al disminuir la latitud (en la zona intertropical)
como por la fuerza centrífuga del propio movimiento de
rotación terrestre, que da origen a su vez a que el espe-
sor de la atmósfera en la zona ecuatorial sea el mayor en
toda la superficie terrestre. Al ascender, se enfrían, y por
las altas capas vuelven hacia los trópicos, donde descien-
den por su mayor peso (aire frío y seco) lo cual explica
la presencia de los desiertos subtropicales y la amplitud
térmica diaria tan elevada de los desiertos (en el Sáhara
es frecuente que temperaturas de casi 50º durante el día,
por la insolación y la falta de nubes, se vea contrastada
con temperaturas muy bajas durante la noche. Así, en es-
tas zonas desérticas, las temperaturas varían muchísimo
del día a la noche por la escasa cantidad de agua y va-
por de agua, que contribuirían a una mayor regularidad
térmica).
Velocidad del viento en la superficie de la Tierra durante los ve-
ranos boreal y austral respectivamente. Las franjas blancas, en-
tre los 40° - 50° de latitud, presentan las máximas velocidades
constantes del viento.
La primera descripción científica conocida del viento se
debe al físico italiano Evangelista Torricelli: ...los vien-
tos son producidos por diferencias en la temperatura del
aire, y por tanto de la densidad, entre dos regiones de la
Tierra.[2]
26. 22 CAPÍTULO 5. VIENTO
Otras fuerzas que mueven el viento o lo afectan son la
fuerza del gradiente de presión, el efecto Coriolis, las
fuerzas de flotabilidad y de fricción y la configuración
del relieve. Cuando entre dos masas de aire adyacentes
existe una diferencia de densidad, el aire tiende a fluir
desde las regiones de mayor presión a las de menor pre-
sión. En un planeta sometido a rotación, este flujo de aire
se verá influenciado, acelerado, elevado o transformado
por el efecto de Coriolis en cualquier punto de la superfi-
cie terrestre. La creencia de que el efecto de Coriolis no
actúa en el ecuador es errónea: lo que sucede es que los
vientos van disminuyendo de velocidad a medida que se
acercan a la zona de convergencia intertropical, y esa dis-
minución de velocidad queda automáticamente compen-
sada por una ganancia en altura del aire en toda la zona
ecuatorial. A su vez, esa ganancia en altura da origen a
la formación de nubes de gran desarrollo vertical y a llu-
vias intensas y prolongadas, ampliamente repartidas en la
zona de convergencia intertropical, en especial en dicha
zona ecuatorial. La fricción superficial con el suelo gene-
ra irregularidades en estos principios y afecta al régimen
de vientos, como por ejemplo el efecto Föhn.[3]
Globalmente hablando, el factor originador y predomi-
nante a gran escala es la diferencia de calentamiento en-
tre unas zonas y otras de acuerdo con determinados facto-
res geográficos y astronómicos, así como por variaciones
estacionales o temporales producidas por los movimien-
tos de rotación y traslación del planeta. Cuando se habla
del viento se hace referencia siempre a los vientos en la
superficie terrestre hasta cierta altura, que varía según la
latitud, el relieve y otros factores. A su vez, este movi-
miento superficial del aire, denominado viento, tiene una
compensación en altura que casi siempre sigue una tra-
yectoria opuesta a la de los verdaderos vientos en la su-
perficie. Así, una depresión, un ciclón o un área de baja
presión en la superficie producida por el calentamiento
superficial del aire obliga al aire caliente a ascender y da
origen a una zona de alta presión en altura donde el aire
frío y seco desciende hacia las zonas desde donde proce-
día el aire en la superficie: de esta manera se forman los
cumulonimbos, tornados, huracanes, frentes y otros fenó-
menos meteorológicos. Una compensación en altura a la
dirección de los vientos son las corrientes en chorro que
se producen a gran altura y a gran velocidad ([4]
). La ex-
traordinaria velocidad de estas corrientes en altura (unos
250 km/h) en sentido aproximado oeste - este se debe a la
escasa densidad del aire a la altura donde se producen. En
efecto, estos vientos compensan a los vientos alisios que
se dirigen superficialmente entre Europa y América del
Sur a través del Atlántico y también entre Asia y Amé-
rica del Norte en la misma dirección y con las mismas
características. Como estas corrientes en chorro tienen
una altura similar a la que usan los aviones en sus vuelos
trasatlánticos, la diferencia entre el vuelo en un sentido
o en otro puede ser de un par de horas o más en los tra-
yectos largos. Por otra parte, las grandes velocidades de
estas corrientes, que a baja altura podrían ser catastrófi-
cas para los aviones, a más de 10 km de altura no resultan
tan problemáticas por la escasa densidad del aire.
Los vientos se definen también como un sistema que uti-
liza la atmósfera para alcanzar el equilibrio mecánico
de fuerzas, lo que permite descomponer y analizar las
características de éste. Es muy habitual simplificar las
ecuaciones de movimiento atmosféricas mediante distin-
tas componentes de vientos que, sumados, dan lugar al
viento existente. La componente del viento geostrófico
es el resultado de realizar el equilibrio entre la fuerza de
Coriolis y la fuerza del gradiente de presión. Este viento
fluye perpendicular a las isobaras, y se puede decir que
los efectos de la fricción en latitudes medias son despre-
ciables para las capas altas de la atmósfera.[5]
El viento
térmico es un viento que diferencia dos niveles que solo
existen en una atmósfera con gradientes de temperatura
horizontales o baroclinia.[6]
El viento del gradiente es si-
milar al geostrófico pero también incluye el equilibrio de
la fuerza centrífuga.[7]
5.2 Características físicas de los
vientos
El estudio sistemático de las características del viento es
muy importante para:
• dimensionar estructuras de edificios como silos,
grandes galpones, edificaciones elevadas, etc.
• diseñar campos de generación eólica de energía
eléctrica.
• diseñar protección de márgenes en embalses y los
taludes de montante en las presas.
La medición de la velocidad y dirección del vien-
to se efectúa con instrumentos registradores llamados
anemómetros, que disponen de dos sensores: uno para
medir la velocidad y otro para medir la dirección del vien-
to. Las mediciones se registran en anemógrafos.
Para que las mediciones sean comparables con las me-
diciones efectuadas en otros lugares del planeta, las to-
rres con los sensores de velocidad y dirección deben
obedecer a normativas estrictas dictadas por la OMM -
Organización Meteorológica Mundial.
5.2.1 Velocidad de los vientos
El instrumento más antiguo para conocer la dirección de
los vientos es la veleta que, con la ayuda de la rosa de
los vientos, define la procedencia de los vientos, es de-
cir, la dirección desde donde soplan. La manga de viento
utilizada en los aeropuertos suele ser bastante grande y
visible para poder ser observada desde los aviones tanto
en el despegue como, en especial, en el aterrizaje.
27. 5.3. MEDIDA DEL VIENTO 23
Anemómetro, sensor de velocidad y dirección del viento.
La velocidad, esto es la rapidez y dirección de los vien-
tos se mide con el anemómetro, que suele registrar dicha
dirección y rapidez a lo largo del tiempo. La intensidad
del viento se ordena según su rapidez utilizando la escala
de Beaufort. Esta escala se divide en varios tramos según
sus efectos o daños causados, desde el aire en calma hasta
los huracanes de categoría 5 y los tornados.
El récord de mayor velocidad del viento en la superficie
terrestre lo tiene el Monte Washington en New Hamps-
hire (Estados Unidos), con 231 millas por hora, es de-
cir, 372 km/h, registrado en la tarde del 12 de abril de
1934.[8]
La causa de esta rapidez tan grande del viento
está en la configuración local del relieve, que forma una
Imagen de radar del hemisferio Occidental mostrando los patro-
nes de dirección, velocidad y altura de los vientos, basados en
la información satelital del 5 de febrero de 2013. El color indi-
ca la altura, las flechas, la dirección, mientras que la menor y
mayor cantidad de líneas en la cola indican la menor o mayor
velocidad respectivamente.
especie de ensilladura de norte a sur que fuerza al vien-
to del oeste a concentrarse en el paso como si fuera un
embudo. Es importante señalar que esta enorme rapidez
solo se alcanza en una especie de tobera poco extendida,
siendo mucho menor a una corta distancia de este punto.
Todas las cordilleras del planeta tienen puntos similares,
donde los vientos soplan con fuerza por la existencia de
abras, pasos, collados o ensilladuras donde se concentra
y acelera el paso del viento. En Venezuela, la carretera
trasandina pasa por una ensilladura de este tipo entre la
cuenca del río Mocotíes y la depresión del Táchira y que
tiene el nombre muy apropiado de Páramo Zumbador por
la fuerza del viento.
5.3 Medida del viento
La dirección del viento es el punto cardinal desde el que
se origina éste y se mide con la veleta. Por ejemplo, el
viento del norte viene, obviamente, desde el norte y se di-
rige hacia el sur.[9]
En los aeropuertos se usan las mangas
de viento para indicar la dirección del viento y estimar la
velocidad a partir del ángulo que forma la manga con el
suelo.[10]
Las veletas tienen indicadas en la parte inferior
las direcciones de los vientos con los puntos cardinales y
los puntos intermedios, conformando así lo que se conoce
como rosa de los vientos, que se emplean con una brújula
en los mecanismos de navegación de las embarcaciones
desde hace muchos siglos. La velocidad del viento se mi-
de con anemómetros, de forma directa mediante unas
palas rotativas o indirectamente mediante diferencias de
presión o de velocidad de transmisión de ultrasonidos.[11]
Otro tipo de anemómetro es el tubo pitot que determina
la velocidad del viento a partir de la diferencia de pre-
28. 24 CAPÍTULO 5. VIENTO
sión de un tubo sometido a presión dinámica y otro a la
presión atmosférica.[12]
5.4 Circulación general de los vien-
tos
Rosa de los vientos junto a la Torre de Hércules, en la provincia
de La Coruña.
El movimiento del aire en la troposfera, que es el que
mayor importancia tiene para los seres humanos, siem-
pre tiene dos componentes: la horizontal, que es la más
importante (cientos y hasta miles de km) y la vertical (10
km o más) que siempre compensa, con el ascenso o el
descenso del aire, el movimiento horizontal del mismo.
El ejemplo de los tornados sirve para identificar el pro-
ceso de compensación entre el avance horizontal del aire
en movimiento y el ascenso del mismo: el remolino inicial
de un tornado gira a gran velocidad levantando y destru-
yendo casas y otros objetos, pero en la medida en que
asciende el viento, el cono giratorio del tornado se ha-
ce más ancho, por lo cual disminuye su velocidad de gi-
ro. Dicho ejemplo de los tornados es muy útil porque se
ha logrado obtener una información estupenda, de prime-
ra mano y estudiar bien todos los procesos generales que
ocurren en cualquier tipo de viento. Pero en especial, la
transformación del movimiento lineal del viento superfi-
cial en un movimiento giratorio de ascenso vertical del
mismo puede verse en cualquier remolino o tornado fá-
cilmente y hasta en cualquier nube de desarrollo vertical
como un cumulonimbo o un huracán: varía el tamaño o
extensión pero el proceso es el mismo.
Y en tipos de vientos que recorren grandes distancias ocu-
rre el mismo proceso. Así tenemos que los vientos ali-
sios, que circulan entre los trópicos y el ecuador, reco-
rren grandes distancias en sentido noreste-suroeste en el
hemisferio norte y en sentido sureste-noroeste en el he-
misferio sur. Pero estos vientos cuando llegan cerca del
ecuador ascienden forzosamente, no tanto por la conver-
gencia intertropical, sino por el abultamiento ecuatorial,
que es mucho más notorio por razones de densidad en los
océanos que en los continentes, y aún más notorio en la
Circulación planetaria. Obsérvese el abultamiento ecuatorial de
la atmósfera en la zona ecuatorial (sección dibujada a la dere-
cha).
atmósfera que en los océanos y al ascender por la fuerza
centrífuga del movimiento de rotación terrestre, produ-
cen nubes de desarrollo vertical y lluvias intensas, con lo
que su velocidad de traslación disminuye rápidamente.
Al enfriarse el aire ascendente y perder la humedad que
traían con la condensación y posterior precipitación te-
nemos un aire frío y seco. Como el aire muy frío es más
pesado, tenderá a bajar hacia la superficie formando una
especie de plano inclinado que va desde el ecuador has-
ta los trópicos, siendo su dirección la opuesta a la de los
alisios. Esta corriente de aire o viento en la zona supe-
rior y media de la troposfera va bajando y desviándose
hacia la derecha hasta completar el ciclo de los alisios.
Vemos así que el principio de conservación de la materia
(y por ende, de la energía) que formulara Lavoisier en el
siglo XVIII se cumple perfectamente aquí y los alisios se
ven compensados casi perfectamente por los vientos en
altura que fueron denominados contralisios, aunque este
nombre no haya tenido mucho éxito. Numerosos traba-
jos que se refieren al tema de los contralisios niegan su
existencia, tal vez porque ese retorno de aire seco y frío
se hace sin nubes, con lo que no se puede ver la trayecto-
ria de los mismos. Pero la comprobación experimental de
los mismos puede verse en la carencia de nubes en el mar
de las Antillas: la alta presión originada por los vientos
de retorno denominados contralisios da origen al descen-
so de un aire frío y seco y los climas de las islas donde
este proceso ocurre (Antillas holandesas y venezolanas,
por ejemplo, con una precipitación anual en Aruba o en
la Orchila de algo más de 100 mm) da origen a un cli-
ma inusualmente seco, muy bien explicado por Glenn T.
Trewartha sobre los climas secos del litoral del Caribe de
Colombia y Venezuela.[13]
El mismo proceso puede verse
en los grandes desiertos, donde las noches son sumamen-
te frías y los días sumamente cálidos, en los que pueden
darse enormes amplitudes térmicas diarias de 30 y hasta
40 °C.
