TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA

1. Composición de la atmósfera. =T.III

Aire: Compuesto fundamentalmente de la atmósfera. No es un compuesto químico, sino una mezcla de gases.

Aerosoles: Pequeñas partículas líquidas y sólidas, dispersas.

La composición química y el porcentaje en volumen de los principales

gases que integran la atmósfera terrestre viene reflejados en el cuadro III.1 /

pág. 98.

1.2. Propiedades de los principales gases. Importancia desde el punto de vista climático.

Algunos gases que integran la atmósfera no tienen interés desde el punto de vista climático:

• Nitrógeno. Principal componente gaseoso de la atmósfera y de gran importancia en la nutrición de los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas.

• Oxígeno. Imprescindible para los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas, como los denominados gases nobles.

Con otros gases no ocurre lo mismo:

• Vapor de agua. Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmósfera por la evaporación de los mares, lagos, ríos y transpiración de las plantas, se condensa en minúsculas gotitas para formar las nubes y posteriormente se precipitan sobre la superficie terrestre. Cuando se emplea el término humedad del aire (cantidad de agua contenida en la masa atmosférica terrestre) nos referimos, tanto al vapor de agua en estado gaseoso como a las gotas líquidas de las nubes .El vapor de agua, también, tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del Sol, y se ve reforzado por el dióxido de carbono.

• Dióxido de carbono. (anhídrido carbónico) Procede de las emanaciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los seres vivos. Desde principio del s. XX, ha habido un aumento notable de dióxido de carbono procedente de la combustión de madera, carbón, petróleo y gas natural. El aumento progresivo del dióxido de carbono es compensado por la acción clorofílica de las plantas. Su total desaparición provocaría un descenso medio de la Tierra de 21ºC.

• Ozono. Se forma por la absorción de rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno molecular biatómico, provocando la constitución de moléculas triatómicas del mismo. La capa de Ozono impide el paso de la radiación ultravioleta de longitud de onda entre 0,20µ y 0,29µ que haría imposible la vida, la de longitud de onda comprendida entre 0,29µ y 0,40µ traspasa y es beneficiosa.

• Otros gases. Estos son contaminantes o impurificantes, estos pueden ser:

Anhídrido sulfuroso (SO2): se incorpora al aire por combustión de carbón, petróleo y fundición de metales que contengan azufre. Existe el peligro que derive en la formación de ácido sulfúrico (SO4H2), perjudicial al contacto con los pulmones.

Anhídrido nitroso (N2O): toxicidad por encima de determinadas concentraciones.

Monóxido de carbono (CO): combinado con la hemoglobina de la sangre impide el transporte del oxígeno.

1.3. Las partículas sólidas.

Se contienen en la atmósfera y tienen una procedencia y naturaleza variable.

Partículas de polvo, sales que cristalizan al evaporarse las gotas de agua de los océanos, humos procedentes de la combustión...

2. La estructura atmosférica.

Ni la distribución de los diferentes elementos, ni la densidad del aire permanecen constantes con la altura. Estructura vertical de la atmósfera: permite dividir la atmósfera en capas homogéneas (fig. III.1 / pág. 101). Las diferencias térmicas son resultado de la diferente composición gaseosa de cada capa.

La atmósfera no se halla distribuida uniformente, sino que presenta una estructura en capas de diferente composición y dinámica: troposfera, estratosfera y alta atmósfera.

2.1. La troposfera.

Deriva del griego tropein (girar, revolver) movimientos turbulentos en su seno.

Es la capa inferior de la atmósfera.

• Composición. En ella se encuentran las ¾ partes de masa gaseosa que envuelve la Tierra y casi la totalidad del vapor de agua. En ella hay dominio de las nubes, precipitaciones y demás fenómenos metereológicos.

• Dinámica atmosférica. Subcapas de la troposfera:

• Capa geográfica o capa sucia: hasta una altitud media de unos 3000 metros. Impurezas y mayor turbulencia del aire.

• Peplopausa: límite de la capa geográfica o capa sucia.

• Capa libre: la atmósfera está más libre y homogénea.

• Comportamiento térmico. La temperatura desciende con la altura, a unos 0,65 ºC por cada 100 metros aproximadamente. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa (superficie de separación respecto a la siguiente capa atmosférica). La distancia en la que se encuentra la tropopausa es variable y depende de la latitud y de la estación del año. La inversión térmica se produce ne los Polos a una altura inferior (6 km aproximadamente) y una temperatura superior (-45 ºC) que en el Ecuador (17 km y -85 ºC). Esto puede ser causa de la verticalidad de los rayos solares.

2.2. La estratosfera.

Significa aire en estratos tranquilos. Segunda capa de la atmósfera y va de la tropopausa hasta la estratopausa (a unos 50 km aproximadamente y es donde acaba el ozono).

• Composición. Hay ausencia casi completa de vapor de agua y progresiva rarificación de la presencia de gases.

• Dinámica atmosférica. Antiguamente se creía que era una capa tranquila, pero se han descubierto perturbaciones violentas (a veces superan los 250km/h) con dirección Este en verano y Oeste en invierno. Este cambio de dirección parece parece estar relacionado con la variación térmica provocada por el diferente calentamiento de la ozonosfera.

• Comportamiento térmico. La temperatura es constante hasta una altura de 18 a 20 km, aumentando después 3 ºC cada 1 km. Hay presencia de ozono que absorbe las radiaciones ultravioletas del Sol, con lo que esta capa puede alcanzar los 100 ºC.

2.3. La alta atmósfera.

• Mesosfera o alta estratosfera: a partir de los 50 km la temperatura se invierte y esta desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km de altura).

• Termosfera: por encima de los 80 km hay casi una total rarificación atmosférica. A los 150 km la presión del aire es casi un vacío neumático, pero hay suficiente densidad gaseosa para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces...). Absorción de radiaciones solares de menor longitud de onda con lo que aumenta la temperatura a 200 - 300 ºC.

Ionización: consecuencia de la radiación y su absorción por el aire. Los átomos gaseosos modifican su situación de neutralidad eléctrica y se transforman en iones. Esta transformación convierte a la atmósfera en conductora de electricidad. Por esto la atmósfera recibe el nombre de ionosfera.

Sin al ionización no se podrían realizar las emisiones por radio.

3. Las propiedades del aire.

Aire: mezcla de gases.

Gases: cuerpos sin forma ni volumen propios y con tendencia a dispersarse

uniformemente por el espacio y de gran movilidad.

Sólidos: ofrecen fuerte resistencia a modificar su volumen aunque no su forma.

Líquidos: cambian su volumen mediante variaciones de presión y temperatura.

Forman superficies de separación frente a los gases.

• La movilidad.

Debido a la baja atracción entre sus moléculas, le permite moverse libremente

por el espacio. Esta propiedad es fundamental para comprender la dinámica

atmosférica.

• La presión

• Concepto.

Sinónimo de fuerza. El aire pesa y ejerce una fuerza por unidad de

superficie en cualquier punto de la atmósfera, a mayor altura menor

presión.

Un gas a alta presión es capaz de realizar una fuerza unitaria superior

(P=F/S (F= fuerza; P=presión; S=superficie)).

• Unidades de medida de la presión

Sistema cegesimal (C.G.S.) --- Baria

Sistema internacional (S.I.) --- Pascal.

Pero se utiliza el bar y el kilogramo por centímetro cuadrado.

Otras unidades utilizadas son la atmósfera y el milímetro de mercurio:

Atmósfera: presión atmosférica a nivel del mar, a 0ºC.

Milímetro de mercurio: tiene relación con el experimento de Torricelli

(fig. III.3 / pág. 107).

• Causas de las diferencias de presión.

Las diferentes presiones atmosféricas son no sólo a causa de la altura

sino también de origen térmico y dinámico.

• La temperatura.

• Concepto de calor y temperatura. Calor: forma de energía. Temperatura: consecuencia del calor.

• Concepto de calor específico. La desigualdad térmica puede medirse mediante el calor específico (cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del mismo, un grado de temperatura). El calor específico del aire y del agua son diferentes. La acumulación de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo que se caliente. Comportamiento térmico diferencial: existe entre la tierra y el mar. El suelo seco posee un calor específico similar al del aire (5 veces inferior al agua). A esta diferencia de calor acumulado hay tener en cuenta que el agua permite que el calor penetre a mayor profundidad, calentando más masa. Al producto de la masa por el calor específico se le conoce con el nombre de capacidad calorífica. Hay un ejemplo de la diferencia de absorción en la pág. 109 junto con la Fig.III.4 / pág. 109.

• Unidades de medida. Escalas de medida.

La unidad de temperatura depende de la escala de medida.

Escala centígrada: fue inventada por el astrónomo sueco Celsius en

1742 y se fijaron los valores de 0 y 100 correspondientes al agua al

helarse y al romper a hervir. Y dividiéndolo posteriormente en 100

partes (grado centígrado).

Fahrenheit: establecía otros puntos de referencia de medición, u dio a

0 la temperatura de la nieve y de la sal y de la sal de amoniaco en

fusión y 100 a la temperatura normal del cuerpo humano.

Kelvin o absoluta: es otra escala termométrica. Es la prolongación de

la escala centígrada con el cero absoluto en el -273ºC (temperatura en

que la materia quedará sin movimiento interno, sería la temperatura

más baja que se puede alcanzar).

• La densidad.

• Concepto. El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. Densidad: es la masa de un cuerpo por la unidad de volumen. El resultado es el mismo al peso específico o peso unitario.

• Unidades de medida de la densidad. La unidad de medida es el gr/cm2 y el gr/litro.

• Variación de la densidad según la temperatura y el porcentaje de humedad.

Factores que modifican la densidad del aire:

• Una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y con cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad.

• Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente ocupa mayor volumen que si estuviera fría, siendo menor su densidad. También tiende a elevarse como el húmedo.

• La humedad.

• Concepto de humedad absoluta y relativa.

Humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en

la atmósfera.

Humedad Absoluta.- Es el peso en gr. en relación a una unidad de

volumen de aire en m³

Humedad Relativa.- Es al situación con respecto a la saturación.

Calcular la proporción en %, de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente al estado de saturación a esa temperatura.

• Unidades de medida de la humedad.

Se realiza en gr/m3

• Saturación y condensación.

Saturación: Es el punto en el que al descender la temperatura hasta

14 ºC la humedad relativa es del 100 por 100.

Condensación: Un enfriamiento por debajo de ese valor hasta los 10 ºC, por ejemplo (9,4 gr./m³ en el punto de saturación), obligaría al aire a ceder el exceso de humedad (12-9,4 = 2,6 gr./m³) continuando con una humedad relativa del 100 por 100. Esta cantidad de humedad en exceso condensaría, pudiendo permanecer en forma de minúsculas gotitas disueltas en el resto de la masa atmosférica.

4. La energía solar y la temperatura terrestre. = T.IV

El Sol calienta el aire, elevando su tem­peratura, pero a Ia vez es eI causante de Ia dinámica de Ia hidrosfera y Ia atmósfera y, en última instancia, de las tormentas, las nubes, Ia lluvia, Ia nieve, etc.

El sistema térmico terrestre.

Sistema térmico: constituido por diversos elementos que interactúan entre si, intercambiando energía calorífica. El sistema térmico terrestre es abierto y equilibrado. Es un sistema abierto, porque existe una relación con el exterior. La energía solar alcanza Ia superficie terrestre calentándola, y a su vez, Ia Tierra emite energía calorífica hacia el Espacio. Y es un sistema térmico equilibrado, porque el proceso de entrada y salida de energía calorífica se produce de manera que no exista ni ganancia ni pérdida de calor.

-Fases del sistema térmico terrestre:

1ª FASE: Integrado por Ia atmósfera y las superficies continental y marítima, la atmósfera actúa a modo de filtro, absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de Ia energía solar. Únicamente Ia parte conocida como insolación alcanza Ia su­perficie del suelo. Como consecuencia de las radiaciones recibidas, la atmósfera y superficie terrestre, funcionan a su vez como emisores, interactuando entre si y con el exterior, de manera que resulte equilibrado el intercambio.

2ª FASE: Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación en el tiempo son el resultado del desigual reparto de Ia radiación solar, motivado por factores de orden cósmico y geográfico. Existe desequilibrio térmico interior exige Ia existencia de unos mecanismos compensatorios de trasferencia de calor desde las regiones cálidas de baja latitud hasta las frías regiones polares (con los movimientos de Ia atmósfera y de las aguas de los océanos).

Balance térmico global entre el Sol y Ia Tierra.

El Sol, principal fuente de energía. El Sol emite de forma constante una elevada cantidad de radiación (5,2.1024 kilocalorías por minuto). Únicamente una pequeña parte Ilega a Ia superficie de Ia Tierra. La energía procedente del Sol en dirección perpendicular a los rayos solares es de 2 calorías por centímetro cuadrado en cada minuto de tiempo. Esta unidad de energía por unidad de superficie recibe el nombre de langley, en honor de S.P. Langley, físico y astrónomo del siglo xix, pionero en el estudio de las radiaciones.

Constante solar: cantidad de energía que penetra en Ia atmósfera que es de 2 langley / minuto. La Tierra es una esfera en rotación, Ia energía recibida se reparte sobre una superficie mayor, en Ia proporción de 4 a 1.

La atmósfera y su labor de filtrado (absorción, refle­xión, dispersión).El valor medio, relativo a toda Ia superficie terrestre, se reduce por el efecto de pantalla de Ia atmósfera. La radiación emitida por el Sol es absorbida en parte por esta.

Filtrado en fases sucesivas:

La insolación: energía que alcanza Ia superficie te­rrestre (albedo y absorción por el suelo) Balance energético entre los principales elementos del sistema térmico terrestre: superficie terrestre, atmós­fera y espacio exterior.

Insolación: Es la energía solar que alcanza la superficie terrestre. La superficie terrestre no se beneficia totalmente de la radiación solar que alcanza la superficie después de la labor de filtrado atmosférico, una parte, según el albedo del suelo receptor (porcentaje de energía reflejada), se refleja hacia el exterior. Así, mientras el albedo del agua para radiaciones verticales es bajo (2%), es extremadamente alto en el caso de la nieve o el hielo (45-48%), oscilando el resto de la superficie terrestre en posiciones intermedias.

Balance energético: La última fase del balance energético es la radiación del suelo y posterior calentamiento atmosférico. La Tierra presenta un doble comportamiento: receptor de la energía solar y emisor hacia el exterior. la energía irradiada por la sup. terrestre es variable con su temp. y se realiza por radiaciones de onda larga y o bien es absorbida por la propia atmósfera, por el anhídrido carbónico y vapor de agua de la troposfera o bien se proyecta directamente al exterior. Este hecho es muy importante desde el punto de vista climático, pues supone que la atmósfera se comporta como una pantalla térmica que devuelve calor a la superficie terrestre, impidiendo que , durante la noche, la temp. descienda excesivamente por ausencia de radiación solar, lo que se ha denominado efecto invernadero.

La sup. terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformación del calor: El primero sirve para facilitar, sobre todo en los océanos y mares, la evaporación del agua y su paso a la atmósfera. Este calor latente de vaporización es devuelto posteriormente en la condensación. El segundo uso es comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera, que sufre un movimiento ascensional convectivo. Ambas cantidades de energía calorífica pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías respectivamente (por cada 100 solares que alcanzan LT).

5. El desigual reparto de la insolación terrestre.

5.1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y comportamiento calorífico terrestre.

5.1.1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol.

El mov. de LT alrededor del Sol, según una trayectoria elíptica, es la causa de que la distancia de ambos astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la órbita explica que la energía recibida en el perihelio de Enero (mayor proximidad) sea superior en un 7% a la correspondiente al aphelio de Julio (momento de mayor lejanía). Cabe deducir que los inviernos en el HN deberían ser más cálidos que los del HS, lo contrario ocurriría para los veranos. En la práctica la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global.

5.1.2. Influencia de la altura del Sol.

Este factor afecta a la cantidad de insolación recibida, ya que la altura del astro solar está medida por la inclinación de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Desde el momento de la puesta del Sol, la altura del mismo está condicionada por dos factores: la estación del año y la latitud del lugar. Estos factores y la incidencia de los rayos solares en Ecuador y Trópicos debería la radiación ser máxima en el Ecuador y mínima en los Polos. Sin embargo a parte de la influencia de la atmósfera terrestre, un efecto complementario se suma al anterior y es la causa de que la temp. máx. no se registre en el Ecuador y sí en lo Trópicos. El paso del Sol por éstos se realiza a una velocidad más lenta que en el Ecuador siendo la causa de que un mayor número de días continuados la inclinación de los rayos solares sea casi vertical.

5.1.3. Influencia de la duración de la luz solar.

Además de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud condiciona la duración del día solar y, en consecuencia la cantidad de insolación. Cuanto período de tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación diaria recibida. Desigualdades entre días y noches en los solsticios de verano e invierno y Hemisferios. Como consecuencia de la influencia de la estacionalidad y latitud la radiación solar diaria que llega a LT es variable en cada punto de la sup. terrestre.

5.1.4. El efecto de la atmósfera.

El desigual recorrido de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. El principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad.

5.1.5. El efecto de la desigual distribución de las tierras y los mares.

El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade nuevas e importantes consecuencias al balance energético diferencial de la sup. terrestre. De forma general en los océanos, debido a la superior evaporación del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior, así para una misma latitud el porcentaje de insolación sería superior en los continentes que en los océanos. Otra diferencia es la distinta manera en que tierras y mares son capaces de aprovechar la energía que les llega, mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la energía solar, la tierra rápidamente la devuelve a la atmósfera. El albedo del suelo es más elevado que el del mar, lo que supone que sea mayor la cantidad de energía reflejada que la absorbida. Para profundizar en el desequilibrio térmico hay que recordar que la capacidad de almacenar calor no depende exclusivamente del su calor específico, así el del agua es cinco veces mayor que el de la tierra seca, para elevar un grado su temperatura haría falta cinco veces más calor que la tierra. La sup. continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica.

5.1.6. Efecto de la elevación y la topografía.

La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblemente la cantidad de radiación solar que alcanza la sup. terrestre.

5.2. La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre.

Principales factores de Ia diferenciación espacial. Los valores anuales totales, expresados en kilolangleys por año vienen recogidos en el mapa de isolíneas (pag.139) obtenido por la unión de los puntos de igual radiación solar. El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas cuyo valor decrece hacia latitudes más altas. El modelo se rompe con el contraste tierra-mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado. Los valores máximos se localizan a lo largo de los trópicos. El efecto de la nubosidad, mayor en los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho de que las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por encima de los océanos.

6. La diferenciación térmica de la troposfera.

Hace referencia a la temperatura de aire que está en contacto con la sup. terrestre, realizada en idénticas condiciones en todo el globo: evitando la radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura constante del suelo (de 1,5 a 2 m.)

- Causas de los desfases existentes entre los fenómenos ra­diactivos y Ia temperatura del aire.

El calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmósfera, existe un desfase temporal como consecuencia de que el suelo o la sup. del agua deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temp. y poder emitir hacia el exterior, sería un fenómeno como de inercia térmica. Por otro lado parte de la energía disponible por el suelo es empleada para la evaporación, disminuyendo el calor que puede ser cedido para calentar el aire, de aquí que la temp. de los océanos descienda en mayor proporción que la de los continentes, Por último a los factores intrínsecos que modifican la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la sup. terrestre, habría que añadir otros extrínsecos que condicionaba las características climáticas de un lugar determinado de LT.El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temp., la distribución de temperaturas no es uniforme ni espacialmente ni a lo largo del tiempo. Podríamos diferenciar una temp. de superficie y una estructura térmica del aire.

6.1. Las temperaturas de la superficie.

6.1.1. La oscilación térmica diaria.

Ciclo diario.- ascenso y descenso rítmico de la temp. del aire. A lo largo de la oscilación térmica diaria existen dos momentos claves que definen las temp. máxima y mínima del día. (25ºC y 12ºC en la fig. de la pag 1429. Otros valores de interés a tener en cuenta son la amplitud térmica diaria o distancia entre ambos valores extremos (25ºC-12ºC=13ºC) y la temp. media diaria que es el valor medio de las dos temp. extremas (25+12/2=18,5ºC). Los factores geográficos estacionales son decisivos en el perfil de la oscilación térmica diaria.

6.1.2. Las variaciones estacionales.

La representación gráfica de las temp. medias mensuales a lo largo del año da lugar a una curva de temp. oscilatoria con valores máx. y mín. estacionales. Temp. media mensual es el valor promedio de las temp. medias de cada uno de los días del mes. Los regímenes térmicos estacionales están estrechamente relacionados con las variaciones de la radiación solar recibida a lo largo del año.La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmica anual. En las latitudes medias y altas,la curva de las temp. medias mensuales presenta una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temp. del mes más cálido y del mes más frío) es superior.

6.1.3. La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo terrestre.

El estudio de la distribución térmica en la sup. terrestre se facilita mediante el mapa de isotermas. Las isotermas son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Estos valores representan sobre la sup. del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores medios para un período de muchos años, correspondientes a un cierto día o a cierto mes según al fin al que se destine el mapa. Principales factores que influyen en la desigual distribución de temp. de la sup. terrestre una vez que éstas han sido reducidas al nivel del mar. A los factores intrínsecos que determinan la diferencia de insolación como la altura solar, comportamiento tierra-mar, la nubosidad, etc. hay que añadir los factores extrínsecos que que modifican las condiciones térmicas de cada punto de nuestro planeta, que son la influencia del movimiento de masas de aire y las corrientes oceánicas. El mov. más importante sobre nuestro planeta es la corriente de aire dirección W-E en la franja de latitudes medias (30º a 60º latitud). Masas de aire creadas en el mar penetran en los continentes con diferentes propiedades según las zonas, Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de los vientos dominantes y la rotación terrestre trasfieren enormes de agua cálida hacia los Polos y frías hacia el Ecuador intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre. Ver estudio de los mapas de isotermas (pag 146-148).

6. 2. La estructura térmica en altura.

La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constante de la temp. a medida que nos elevamos sobre la sup. terrestre. esta disminución o gradiente térmico negativo se denomina gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5º y 0,7º cada 100 m. de elevación. Los valores extremos pueden ser superiores dependiendo de los lugares y de las estaciones, los más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los más débiles cuando el suelo está frío (invierno). Por la noche se produce lo que se denomina la inversión térmica.