TEMPERATURA

Es la medida de la energía cinética de las moléculas que forman al cuerpo. Cuando un cuerpo recibe el calor, aumenta a la velocidad con que se mueven sus moléculas. Este aumento será tanto mayor cuanto mayor sea la cantidad de calor recibido o menor sea el número de moléculas que formen ese cuerpo. El aire también está formado por moléculas (constituyentes) que están en constante movimiento.

LA TEMPERATURA DEL AIRE

La temperatura del aire solo depende del aporte de la energía solar, la cual es absorbida en diferentes formas según las características de la superficie sobre la cual incide,. La temperatura del aire es la que circula a través de un abrigo meteorológico a una altura comprendida entre 1.25 y 2 metros sobre el nivel del suelo.

VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA CON LA ALTURA

A través de la primera parte de la atmósfera, llamada tropósfera, la temperatura decrece normalmente con la altura. Este decrecimiento de la temperatura con la altura recibe la denominación de Gradiente Vertical de Temperatura, definido como un cociente entre la variación de la temperatura y la variación de altura,  entre dos niveles.

En la tropósfera el G.V.T. medio es de aproximadamente 6.5° C / 1000 m. Sin embargo a menudo se registra un aumento de temperatura, con la altura, en determinadas capas de la atmósfera. A este incremento de la temperatura con la altura se la denomina inversión de temperatura. Una inversión de temperatura se puede desarrollar a menudo en las capas de la atmósfera que están en contacto con la superficie terrestre, durante noches despejadas y frías, y en condiciones de calma o de vientos muy suaves.

Superada esta capa de inversión térmica, la temperatura comienza a disminuir nuevamente con la altura, restableciéndose las condiciones normales en la tropósfera. Puede ocurrir que se produzcan inversiones térmicas, en distintos niveles de altura de la tropósfera inferior o media. Esto se debe, fundamentalmente, al ingreso de aire caliente en algunas capas determinadas, debido a la presencia de alguna zona frontal.

En términos generales, la temperatura decrece a lo largo de toda la tropósfera, hasta alcanzar la región llamada estratósfera (variable con la latitud y la época del año), donde la temperatura no decrece si no que permanece aproximadamente constante o, inclusive, aumenta con la altura.

INVERSIÓN TERMICA

Acción y efecto de invertir. Fenómeno que se presenta cuando el patrón normal de temperatura en la atmósfera se comporta de forma contraria, es decir, aumenta con la altitud. La presencia de una inversión provoca estabilidad en la atmósfera. Coloquialmente se le da el nombre de "Inversión Térmica"

La inversión térmica es un fenómeno natural que, en principio, se puede presentar cualquier día del año y a cualquier hora del día y que debido a su carácter natural, por si misma no representa ningún riesgo para la salud humana; solamente se vuelve peligrosa cuando, en la capa atmosférica en la que se encuentre inmersa, existan altas concentraciones de contaminantes, ya que una inversión térmica es sinónimo de estabilidad atmosférica, al menos temporal, por lo que no permite la dispersión de los mencionados contaminantes mientras dure.

 

El fenómeno de inversión térmica se presenta cuando en las noches despejadas el suelo ha perdido calor por radiación, las capas de aire cercanas a él se enfrían más rápido que las capas superiores de aire lo cual provoca que se genere un gradiente positivo de temperatura con la altitud (lo que es un fenómeno contrario al que se presenta normalmente, la temperatura de la troposfera disminuye con la altitud). Esto provoca que la capa de aire caliente quede atrapada entre las 2 capas de aire frío sin poder circular, ya que la presencia de la capa de aire frío cerca del suelo le da gran estabilidad a la atmósfera porque prácticamente no hay convección térmica, ni fenómenos de transporte y difusión de gases y esto hace que disminuya la velocidad de mezclado vertical entre la región que hay entre las 2 capas frías de aire.

CAUSAS DE LA INVERSIÓN TERMICA

La radiación. (Enfriamiento rápido de la superficie terrestre durante las noches sin nubes, principalmente).

La advección. (Transporte de aire frío hacia zonas calientes, superficies acuosas, principalmente).

La Subsidencia. (Descenso de grandes masas de aire normalmente frío, provocado por los sistemas de altas presiones).

Los fenómenos frontales. (Estos fenómenos meteorológicos propician advección).

Efectos de la Inversión Térmica

Debido a que los movimientos verticales son frenados y tienden a desaparecer rápidamente, una inversión térmica es indicativo de estabilidad atmosférica en la capa de aire en la que se encuentra inmersa, aunque no necesariamente son la causa de altas concentraciones de contaminantes. Estas concentraciones pueden estar asociadas a sistemas meteorológicos más significativos y de gran escala en cuanto a su extensión se refiere

¿Cuándo desaparece una Inversión Térmica?

En el transcurso del día, los rayos del sol calientan la superficie terrestre. A su vez esta, calienta las capas de aire adyacentes a la misma. Si existe una inversión, el aire frío que tiene en la base, poco a poco va calentándose hasta que se elimina la diferencia de temperatura entre la base y la cima, dejando de existir la inversión.

Elementos que Caracterizan una Inversión Térmica:

Espesor: Es la diferencia de altura que existe entre la cima y la base de la inversión.

Espesor= Altura de la Cima - Altura de la base.

Intensidad: Se define como intensidad a la diferencia entre la temperatura de la cima y la temperatura de la base.

Intensidad= Temperatura de la cima - Temperatura de la base

TIPOS DE INVERSIÓN TERMICA:

INVERSIÓN TERMICA EN EL PERU:

Las frías temperaturas superficiales del mar adyacente a las costas del Perú son en efecto la causa del también inusual fenómeno de "inversión térmica" en la atmósfera. Lo normal en el planeta es que la atmósfera registre un continuum de cada vez menor temperatura conforme se va ascendiendo. Ésa es la condición que, mediante la evaporación ascendente, permite la formación de grandes nubes (cúmulu-nimbus), en alturas de hasta 10-15 kilómetros, y que son las que dan origen a las lluvias (precipitaciones de 60-150 mm en un día). En las partes bajas de la costa peruana, en cambio, las frías aguas superficiales enfrían la capa inferior de la atmósfera que resulta así teniendo temperaturas más bajas que las inmediatamente superiores. El Gráfico muestra claramente:

Mar de nubes debido a la inversión térmica

RESULTADOS:

	Psicrometro		Termistor
Lugar	Tbs	Tbh	Tbs	Tbh	Altura
La Molina	22	21.5	23.23	21.2	243
Chosica	23.5	19.5	25.4	22.6	874
Corcona	26.5	20.5	26.2	21.9	1265
Matucana	22.5	17	23.017	18	2410
San Mateo	21.5	14	21.8	17.2	3025
Ermita de Anche	17	11	16.4	11.9	3481
Casapalca	17.5	10	19.3	14.1	4165
Ticlio	11.5	5.5	10.48	5.4	4818

Análisis:

Las temperaturas en bulbo seco medidas con el psicrómetro y el termistor bulbo seco coinciden en las variaciones de la temperatura con respecto a la altura. En las temperaturas medidas con el psicrómetro en bulbo húmedo y el termistor en bulbo húmedo, hay diferencias en el tramo de 0 -1000.

En Chosica y Corcona se observa claramente la inversión térmica por subsidencia, debido al colchón de nubes que cubre el cielo de Lima.

Del tramo de Corcona hasta Ermita de Anche, se observa que la temperatura disminuye con la altura debido al gradiente vertical de temperatura que aproximadamente es -6.5 ºC/Km,

Del tramo de Ermita de Anche hasta Casapalca se observa una aparente inversión térmica, posiblemente se debe al viento de valle que se da en Ermita de Anche y a la nubosidad que es 4/8 en Casapalca. Además, el ángulo de incidencia de los rayos solares aumenta con las horas llegando a su máximo valor al mediodía, y esto hace que la temperatura aumente y por ello se ve un incremento de la temperatura en Casapalca donde se hicieron las mediciones a las 12:40 p.m.

En el tramo de Casapalca a Ticlio la temperatura disminuye considerablemente, debido a la altitud y la presencia de nubes tipo cúmulos en una proporción de 6/8.

PRESION ATMOSFERICA

El aire como todo gas tiene peso propio, esto fue descubierto por Galileo tras observar un recipiente conteniendo aire comprimido, en el que cuyo peso aumentaba proporcionalmente con el aumento de la cantidad de aire que contenía.

Sobre la base de esto definimos presión como el peso del gas por unidad de superficie.

Muchas veces la medición de la presión atmosférica se hace en milímetros de mercurio, esto que aparentemente no tiene relación con la definición, en realidad proviene del experimento de Torricelli (fig adjunta).

Torricelli utilizó una cubeta llena de Mercurio, en ella sumerge la boca de un tubo de vidrio de un metro de longitud que también se encontraba lleno de mercurio.

La columna de mercurio descendía hasta cierta altura y se detenía a una altura de la superficie quedando el sistema en equilibrio. Esto indica que tomando en cuenta la superficie de la cubeta y la del tubo la presión atmosférica es equilibrada por el peso de la columna de mercurio, desde luego la altura de la columna variará según varíe la presión atmosférica, este es el principio de funcionamiento del barómetro.

Si consideramos una columna de mercurio de un centímetro cuadrado de sección, a nivel del mar la columna medirá 760 mm aproximadamente. El centímetro cúbico de mercurio pesa 13,6 gramos, luego la columna pesa 033,6 gramos.

La presión atmosférica no se ejerce solo hacia el suelo, sino pues en realidad lo hace en todas las direcciones, esto fue probado en el experimento de Magdeburgo, en el que dos cascos metálicos se unían entre si a causa del vacío provocado en su interior, luego traccionados por caballos estos permanecieron unidos e inmutables, finalmente al permitir el paso de aire al interior los cascos se separaron por su propio peso.

VARIACIÓN DE LA PRESION CON LA ALTURA

Con la altura, las condiciones de presión temperatura y densidad van variando. A medida que se asciende la presión atmosférica va disminuyendo, lo que afecta directamente a la densidad del aire, variando esta en forma proporcional.

A esto se le contrapone la temperatura, la que al disminuir con la altura bebería volver al aire mas denso, aunque en realidad no alcanza a compensar el efecto de la presión que es mas marcado.

Las mediciones demuestran que a niveles cercanos a los del mar, la presión varia 1 mb cada 30 pies aproximadamente, esta relación aumentara en forma exponencial a medida que se asciende.

VARIACIONES DE LA PRESIÓN

La presión varia según la temperatura, la altura y la humedad. A un aumento de temperatura corresponde una dilatación del aire y, por tanto, una disminución de presión entre las moléculas del aire y, viceversa, un descenso de temperatura produce una contracción del aire, y en consecuencia un aumento de presión.

Esta variación en función de la temperatura se observa en el transcurso del día y en el transcurso del año, con el cambio de las estaciones, y da lugar a oscilaciones barométricas diarias y anuales.

Durante el día, la variación de la presión tiene un carácter aproximadamente cíclico; presenta dos máximas: a las 10 a.m. y 10 p.m., y dos mínimas: a las 4 a.m. y 4 p.m. A esta variación diurna de la presión se le da el nombre de marea barométrica. La amplitud de esta marea depende de la situación geográfica; es mayor en las zonas tropicales y menor en las altas latitudes.

La oscilación anual en el Ecuador es insignificante y aumenta hacia las altas latitudes; también es mayor en los océanos que en los continentes. Se piensa que estas oscilaciones se deben a las variaciones de temperatura y presión de la baja estratosfera.

La presión además varia con la altura. Las capas inferiores de la atmósfera son más densas y soportan el peso de las capas superiores, por lo que en el suelo la presión es mayor y va disminuyendo con la altura. Esta relación se expresa con la siguiente formula:

 P = g

-P = disminución de la presión

=densidad del aire

g = gravedad

 = aumento de la altura

Como la densidad depende de la temperatura y la presión, se puede calcular la disminución de la presión por unidad de elevación, y se encuentra que en la proximidad del suelo la presión decrece 1 mm por cada 11 metros de altura; después de los 1000 m decrece más lentamente.

RESULTADOS

VARIACIÓN DE LA PRESION

LUGAR	PRESION (hPa)	ALTURA (m)
La Molina	992	243.7
Chosica	925	874
Corcona	883	1265
Matucana	775	2410
San Mateo	717	3025
Ermita de Anche	681	3481
Casapalca	619	4165
Ticlio	576	4818

La presión va disminuyendo gradualmente a medida a aumenta la altitud; desde los 243.7 msnm en La Molina con 992 Hpa hasta los 4818 msnm en Ticlio con 576 Hpa. Esto de debe a que la columna de aire de la atmósfera va diminuyendo. Mientras nos encontremos a mayor altitud, los componentes del aire se vas haciendo cada vez menor y por ello el peso de la atmósfera se va reduciendo y asimismo la presión atmosférica: presión es fuerza (peso de la columna de la atmósfera) entre superficie; es por eso que al reducirse el peso, también se reduce la presión.

RADIACIÓN SOLAR

El término radiación se refiere a la emisión continua de la energía desde la superficie de cualquier cuerpo. Esta energía se denomina energía radiante y esta constituido por una gama de longitudes de onda electromagnéticas. Entonces nos referimos a radiación solar a la descomposición de la energía proveniente del sol que recibe el nombre de espectro electromagnético. Las ondas se propaga con la velocidad de la luz (300000 km/s) y cuando inciden sobre un cuerpo no transparente u opaco a ellas, son absorbidas y simultáneamente la energía es transformada en energía calorífica.

La cantidad de energía que fluye por unidad de tiempo y unidad de área, puede expresarse en las siguientes unidades:

Mj/m2s ; W/m2 ; cal/cm2 ; Ly/min ; erg/cm2.s ; mm/día ; etc

INFLUENCIA DE LA ATMOSFERA EN LA RADIACION

Cuando la radiación solar (Qs) penetra en la atmósfera, experimenta los procesos de reflexión (Q+q)r, dispersión (Qd) y absorbida (Qa). La parte que atraviesa la atmósfera e incide a la superficie terrestre se llama radiación directa (Q), y la radiación reflejada y dispersada que llega a la superficie siguiendo diferentes direcciones, se denomina radiación difusa (q). Estos procesos se llevan a cabo debido a la presencia de nubes, vapor de agua y los componentes constantes del aire seco. En la alta atmósfera se absorbe gran parte del espectro ultravioleta, y, el espectro infrarrojo en la troposfera baja, el espectro visible no es absorbido en una atmósfera sin nubes.

VARIACIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR CON LA ALTITUD

LUGAR	Radiación Solar (Ly/min)	ALTURA (m)
La Molina	3.3	243.7
Chosica	7.7	874
Corcona	9.3	1265
Matucana	11.3	2410
San Mateo	12.2	3025
Ermita de Anche	12.9	3481
Casapalca	13.5	4165
Ticlio	15.5	4818

Análisis:

El fenómeno radiante se refuerza a causa de numerosos factores. La altitud es el principal, y de ella derivan una serie de consecuencias. A medida que ascendemos en altitud, perdemos la protección de la atmósfera, pues se va haciendo menos densa porque sus componentes van disminuyendo así como el vapor de agua. Cada mil metros de altitud, la intensidad de la radiación solar aumenta un 10 por ciento debido al adelgazamiento de la atmósfera que, por su menor espesor, filtra menos, aumentando así el bombardeo; esto se puede observar en el gráfico.

HUMEDAD ATMOSFERICA

Aunque el vapor de agua se encuentra e la atmósfera en una concentración que varía tan solo del 0 a 4%, es uno de los componentes más importantes. Cuando el vapor de agua se encuentra en la atmósfera, nos referimos a este como humedad, y es uno de los más importantes elementos del tiempo. Este componente, que no es visible en la atmósfera y cuya concentración muy pequeña (muy inferior al oxígeno y al nitrógeno), es vital tanto para la generación de la precipitación como para la generación del efecto invernadero en la atmósfera. Existen diversas maneras de expresar matemáticamente la humedad.

La humedad de una masa de aire no depende de la cantidad de agua por metro cúbico que contenga, eso es la humedad absoluta y obedece a la evaporación, sino de la capacidad del aire para absorber agua. Esta capacidad depende de la temperatura del aire, puesto que esta absorción de agua necesita energía calorífica. A esta capacidad se le llama humedad relativa y se mide en tantos por ciento. Para una misma humedad absoluta, la humedad relativa aumenta cuando desciende la temperatura. Para el clima lo más interesante es la humedad relativa ya que una masa de aire saturada, o cercana a la saturación, es una masa de aire húmeda y las plantas pueden aprovechar su agua; mientras que de una masa de aire seca no; aunque tenga mayor humedad absoluta.

La cantidad máxima de vapor de agua que puede presentarse depende de la temperatura del vapor, sin embargo el vapor que hay en la atmósfera tiene la temperatura del aire, por lo que podríamos decir que esta cantidad máxima depende de la temperatura del aire. Cuanto mayor es la temperatura, más vapor puede haber en el aire. Se dice que el aire está saturado cuando se alcanza ese máximo. Si se añade más vapor o si el vapor (o en definitiva, el aire) se enfría, el vapor de agua excedente se condensa. La temperatura a partir de la cual el vapor de agua comienza a condensarse en pequeñas gotitas se denomina Temperatura o punto de rocío.

La importancia del vapor de agua contenido en el aire consiste en:

• Que disminuye la densidad del aire, aligerándolo.

• Su papel de vehículo energético, dada la energía que se almacena en el vapor en forma de calor latente y es liberada en el proceso de condensación

HUMEDAD RELATIVA (HR)

La humedad relativa es una propiedad sumamente descriptiva con relación a la humedad existente en la atmósfera. Es la relación entre la cantidad de vapor de agua existente en el aire y la que podría contener a la misma temperatura (su capacidad). Si la presión de vapor es mayor que la presión de vapor de saturación entonces hay una condensación neta (es decir, el flujo de moléculas condensándose es mayor que el de moléculas saliendo de su fase líquida). Se dice que el aire está saturado de humedad cuando la humedad relativa es del 100%.

En vista de que su fuente normal está localizada en la superficie de la tierra, el vapor de agua de la atmósfera estará casi siempre fuertemente concentrado en las capas bajas de la tropósfera y normalmente, alrededor del 50% del contenido total se encuentra por debajo de los 2000 metros.

La humedad relativa es una medida del contenido de humedad del aire y, en esta forma, es útil como indicador de la evaporación, transpiración y probabilidad de lluvia convectiva. No obstante, los valores de humedad relativa tienen la desventaja de que dependen fuertemente de la temperatura del momento. En las zonas tropicales continentales, en donde las variaciones de la temperatura durante el día son generalmente grandes, la humedad relativa cambia considerablemente en el curso del día. Para comparar diferentes estaciones, los datos de humedad relativa pueden emplearse únicamente si han sido observados a la misma hora y las temperaturas no son muy diferentes.

La temperatura del aire y la humedad relativa guardan una relación muy estrecha cuando se mantiene constante la tensión real de vapor de agua. Existe una relación lineal e inversamente proporcional lo cual se puede demostrar tanto teórica como empíricamente. Esto se explica con que al aumentar la temperatura, el nivel de saturación de vapor de agua en la atmósfera aumenta.

Como el límite del contenido de vapor de agua necesario para la saturación crece a medida que aumenta la temperatura del aire, la humedad relativa en un cierto lugar tiene una fluctuación diaria opuesta a la de la temperatura (al aumentar ésta, crece el denominador en la expresión de HR y por lo tanto disminuye la humedad relativa).

RESULTADOS

	Psicrómetro	Termistor
Lugar	HR (%)	HR (%)	Altitud
La Molina	95.76	83.97	243.7
Chosica	69.87	69.49	874
Corcona	59.44	62.25	1265
Matucana	60.81	63.83	2410
San Mateo	48.31	48.63	3025
Ermita de Anche	53.82	63.85	3481
Casapalca	46.03	42.31	4165
Ticlio	49.78	54.52	4818

HUMEDAD ABSOLUTA (v):

Es el peso del vapor de agua contenido en un volumen de aire y se expresa en g. de agua por m3 de aire seco.

Si la temperatura atmosférica aumenta y no se producen cambios en el contenido de vapor, la humedad absoluta no varía mientras que la relativa disminuye.

RESULTADOS

	Psicrómetro	termistor
Lugar	H. Absoluta	H. Absoluta	Altitud
La Molina	18.59	17.46	243.7
Chosica	14.78	15.18	874
Corcona	14.88	15.33	1265
Matucana	12.15	13.2	2410
San Mateo	9.11	9.33	3025
Ermita de Anche	7.77	8.92	3481
Casapalca	6.87	7.02	4165
Ticlio	5.14	5.38	4818

DEFICIT DE SATURACIÓN (e)

Es la diferencia existente entre la capacidad del aire y la humedad existente.

HUMEDAD ESPECÍFICA(q)

Es la masa de vapor de agua por unidad de masa de aire húmedo, expresada en gramos de vapor por kilogramo de aire. Es una característica más constante del aire, menos variable que la humedad absoluta. Tan sólo cuando se produzca una variación real del contenido acuoso en el aire, cambiará la humedad específica.

RESULTADOS

	Psicrometro	Termistor
Lugar	H. Específica	H. Específica	Altitud
La Molina	17.25	15.1	243.7
Chosica	13.7	14.17	874
Corcona	14.61	15.03	1265
Matucana	13.4	14.81	2410
San Mateo	10.81	11.08	3025
Ermita de Anche	9.58	10.94	3481
Casapalca	9.3	9.57	4165
Ticlio	7.32	7.63	4818

RELACIÓN DE MEZCLA(r):

Es la masa de vapor de agua existente en la unidad de masa de aire seco que se expresa en las mismas unidades que la humedad específica. También es una característica bastante constante del aire.

RESULTADOS

	psicrómetro	Termistor
Lugar	R. de Mezcla	R. de Mezcla	Altitud
La Molina	17.55	15.33	243.7
Chosica	13.89	14.38	874
Corcona	14.83	15.26	1265
Matucana	13.58	14.59	2410
San Mateo	10.93	11.21	3025
Ermita de Anche	9.67	11.06	3481
Casapalca	9.39	9.66	4165
Ticlio	7.38	7.69	4818

PRESION DE VAPOR (e)

RESULTADOS

	Psicrómetro	Termistor
Lugar	e	e		Altura
La Molina	25.298	23.857		243,7
Chosica	20.212	20.899		874
Corcona	20.557	21.151		1265
Matucana	16.56	18.025		2410
San Mateo	12.379	12.092		3025
Ermita de Anche	10.423	11.903		3481
Casapalca	9.201	9.465		4165
Ticlio	6.752	7.032		4818