1. Los cambios de temperatura se miden a partir de los cambios en las otras propiedades de una sustancia, con un instrumento llamado termmetro, de los cuales existen varios tipos. El termmetro mecnico se basa en la propiedad de dilatacin con el calor o contraccin con el fro de alguna sustancia.

2. Termmetro de mercurio para medir temperaturas en el rango que se encuentran comnmente en la atmsfera. 3. Termmetro de mxima para medir la mxima diaria, es de mercurio. Los termmetros que miden la temperatura del cuerpo son de mxima. Termmetro de mnima para medir la mnima diaria. Como el mercurio se congela a -39 C, para asegurarse de medir temperaturas menores que estas, se usan los termmetros de alcohol, que se congela a 130 C. 4. Termgrafo: instrumento que registra en forma contina la temperatura, se muestra en la figura de abajo; el registro se llama termograma. La medicin de temperatura se realiza a travs de un elemento sensible bimetalico que est conectado a un sistema de transmisin y amplificacin el cual posee un brazo inscriptor con una plumn de tinta en su extremo registrando los cambios de temperatura sobre el termograma. 5. Estos instrumentos deben ser ubicados en lugares que aseguren una correcta medicin de la temperatura, por ejemplo no deben estar expuestos directamente al Sol, debido a que el aparato absorbe ms eficientemente la radiacin solar que el aire. 6. En una estacin meteorolgica, los termmetros se ubican en la garita de instrumentos, que es una caseta pintada de blanco, con paredes de celosas a manera de persianas, que permiten la circulacin libre del aire y protege los instrumentos del Sol, la lluvia, el viento, etc.; el fondo de la caseta esta formado por un doble piso de madera. 7. Para evitar el calor directo desde la tierra, se ubica a 1,5 m del suelo y para eliminar cualquier influencia que pudiera alterar las mediciones, se instala en lugares lo ms libre posible de irregularidades topogrficas, bosques, construcciones, etc. y pensando que estas condiciones se van a mantener a lo largo del tiempo en el fututo, de modo que las mediciones sean representativas del lugar y no se alteren por los cambios del entorno. La ubicacin de la garita es estndar en todo el planeta, en el hemisferio sur la puerta debe abrirse hacia el sur. 8. Geotermmetros Sirven para medir la temperatura del suelo, a diferentes profundidades, generalmente a 2, 5, 10, 20, 50 y 100 cm. El suelo debe estar cubierto con gras y rastrojos, a veces es necesario conocer los valores de temperatura en condiciones de suelo desnudo. Las observaciones deben realizarse en suelos representativos, no disturbados, bien nivelados y no sujetos a inundaciones 9. Temperatura del suelo La superficie del suelo, con o sin vegetacin, es la principal receptora y absorbente de la radiacin solar y de la radiacin atmosfrica, siendo tambin emisora de radiacin. El balance de radiacin, variable en el curso del da y del ao, produce las variaciones respectivas de temperatura del suelo y del aire. 10. La temperatura mnima del suelo tiene lugar en el momento en que el balance de radiacin pasa de negativo a positivo luego, se incrementa ocurriendo la mxima, cuando el balance es mximo; a partir de este momento, comienza a disminuir. Los suelos orgnicos presentan una baja difusibilidad trmica debido a su mayor porosidad; adems con la profundidad disminuye la amplitud de la temperatura, producindose un retraso progresivo de los momentos de ocurrencia de las temperaturas extremas 11. HELADAS En muchas regiones del mundo las heladas constituyen un verdadero factor limitante para la produccin agrcola y donde stas son frecuentes, afecta la distribucin de las especies naturales y cultivadas, determinando el modo y tipo de cultivos de una regin. El fenmeno de la helada como contingencia agrcola ocurre cuando la temperatura del aire desciende a valores tan bajos que produce la muerte de las plantas. La helada es un proceso a travs del cual los cristales de hielo son depositados sobre las superficies expuestas o se forman dentro de los tejidos del vegetal, como consecuencia de que la temperatura ha descendido por debajo del punto de congelacin del agua. 12. Tipos de Heladas Se divide en tres grupos: heladas segn su origen heladas segn poca heladas segn apariencia 13. Heladas segn su origen 1. Heladas de Adveccin Son provocadas por una invasin de aire fro procedente de otras regiones, se presentan frecuentemente en zonas de climas templados que se encuentran bajo la influencia del movimiento de masas de aire procedentes de los polos que se desplazan sobre extensiones muy grandes, persistiendo por varios das provocando serios daos en la agricultura. El aire fro se propaga con velocidades regulares y con corrientes turbulentas en la capa de aire prxima al suelo. La nubosidad que puede acompaar, a este fenmeno no tiene influencia decisiva sobre la temperatura, puesto que toda la masa de aire est fra. 2. Heladas de Radiacin Son ms localizadas que las de adveccin, afecta exclusivamente al microclima. Se presentan en condiciones de aire en calma o con vientos muy flojos, el cielo se presenta limpio debido a la escasez de vapor de agua facilitan las prdidas de calor por irradiacin desde la superficie, constituye una caracterstica esencial cuya estabilidad atmosfrica impide la mezcla turbulenta con capas superiores de mayor temperatura. En las laderas el aire ms fro y ms denso, drena hacia las partes ms bajas de los valles y planicies a travs de un flujo laminar, dando como resultado que las heladas sean ms intensas y ms frecuentes en las partes ms bajas y en las depresiones del terreno. 3. Heladas Mixtas se producen cuando la adveccin y la irradiacin ocurren en forma simultnea. Otras veces, cuando el proceso de irradiacin es fuerte. En otros casos, los procesos de adveccin no llegan a producir heladas, pero contribuye a la formacin de heladas de irradiacin. 14. Heladas segn la poca 1. Heladas invernales Son las que presentan en el invierno, provocan menos daos en los climas templados y fros debido a que esta poca la mayor parte de las plantas se hallan en reposo. Sin embargo, en zonas tropicales, los daos pueden ser de gran consideracin, especialmente en plantas perennes como el cafeto, los daos son debidos a la falta de reposo significa en el invierno y a su baja tolerancia al fro. 2. Heladas de primavera Las de primavera o tardas son las que se presentan despus de haber finalizado el invierno en los climas templados y fros; son muy perjudiciales puesto que encuentran a las plantas en estado activo con surgimiento de brotes, botones florales y frutos. 15. 3. Heladas otoales Se presentan en otoo antes de iniciarse el invierno pueden ser dainas cuando todava existe vegetacin activa. Los fros prematuros en otoo pueden interrumpir bruscamente el proceso de maduracin de frutos, ramas florales y de otros rganos, de cuyo conjunto depende la produccin del ao siguiente. 16. Heladas segn la apariencia 1.Escarcha o helada blanca Se conoce con el nombre de helada blanca o escarcha a la presencia de hielo cristalino sobre la superficie de las hojas de las plantas y sobre otros objetos expuestos a la irradiacin nocturna. Esto ocurre cuando la temperatura desciende hasta el punto de saturacin del vapor de agua. En estas circunstancias el vapor de agua pasa directamente al estado slido, formando cristales en forma de escamas o agujas. 2. Helada negra Ocurre cuando existe bajo contenido de vapor de agua en la atmsfera, de tal forma que la temperatura desciende por debajo de 0 C, sin alcanzar al punto de saturacin; por tanto, no hay formacin de escarcha sobre las plantas; si no que, el hielo se forma en agua de los espacios intercelulares, que tiene menor concentracin osmtica. El hielo, por tener menor tensin de saturacin, se comporta como una sustancia higroscpica; esto permite la sequa por otro lado, el incremento de volumen, asociado a la cristalizacin del agua bajo la forma de agujas, ejercer presin en las paredes celulares, las que finalmente se rompen. 17. PRESIN ATMSFERICA Y VIENTO: 18. La Atmsfera COMPOSICION DEL AIRE SECO Gas Abundancia La atmsfera es la capa de gases que rodea a la Tierra. Se extiende hasta unos 1000 km, aunque en sus 15 primeros km se encuentra el 95% de los gases que la componen. Nitrgeno (N2) 78,08% Oxgeno (O2) 20,95% Argn (Ar) 0,93% Dixido de carbono (CO2) 0,03% Otros gases nobles Menos de 0,001% 19. Atmsfera Las plantas renuevan el aire: 1 Ponemos una vela encendida y una planta bajo una campana. La vela se apaga. 2 Dejamos el conjunto en un lugar soleado durante una semana. 3 Al introducir en la campana una cerilla recin apagada se aviva la llama. Al principio la vela se apaga porque no hay oxgeno para mantener la combustin. La planta, bajo la accin de la luz solar, ha regenerado el oxgeno. Las plantas verdes toman dixido de carbono del aire y producen oxgeno, bajo la accin de la luz solar. 20. La temperatura tambin cambia con la ALTITUD Hace ms fro a medida que subimos en altura. La temperatura disminuye 0,6 cada 100 m + fro 21. La Presin Atmosfrica El aire, como cualquier otro elemento de la Naturaleza pesa, aunque nosotros no lo sintamos. El peso que ejerce, entonces, el aire sobre la superficie de la Tierra es lo que conocemos como Presin Atmosfrica 22. PRESIN ATMOSFRICA. PRESIN ATMOSFRICA Y ALTURA Presin (milibares) 0 200 400 600 800 1000 28 24 20 16 12 8 4 Altura(kilmetros) Presinnormalalniveldelmar BARMETRO DE CUBETA La presin atmosfrica es la fuerza por unidad de superficie ejercida por la masa de aire atmosfrico sobre la tierra. El barmetro es su instrumento de medida. Everest 8845 m 760 mm Presin atmosfrica Presin del mercurio Mercurio Vaco A nivel del mar, la columna de mercurio sube hasta 760 mm de promedio, equivalente a una presin de 1024 milibares (mb) 23. La presin atmosfrica depende de la ALTITUD, de la TEMPERATURA y de las CORRIENTES DE AIRE. A mayor altitud, menor presin atmosfrica A mayor temperatura, menor presin atmosfrica 24. Aire caliente El aire se calienta en contacto con la superficie terrestre y sube. Alejado de la superficie, el aire se enfra y baja. Aire fro El Sol es el responsable del movimiento del aire atmosfrico, (de la suave brisa marina y de los vientos huracanados). EL AIRE SE MUEVE 25. ELEMENTOS DEL CLIMA: PRESIN ATMOSFRICA. Las isobaras son lneas imaginarias que unen puntos de la misma presin. B A La presin disminuye La presin aumenta Isobaras VARIACIN DE LA PRESION EN BORRASCAS Y ANTICICLONES Hay altas presiones (anticiclones) cuando los valores superan los 1013 mb, y bajas presiones (borrascas) en caso contrario. Los valores de la presin atmosfrica varan con la altitud, situacin geogrfica y el tiempo. 26. ELEMENTOS DEL CLIMA: PRESIN ATMOSFRICA Y VIENTOS. El viento es el movimiento de las masas de aire con respecto a la superficie terrestre. DIRECCIN DE LOS VIENTOS En los lugares que asciende el aire, disminuye la presin originando un centro de bajas presiones o borrascas (B). Hay inestabilidad y se suelen producir precipitaciones. La veleta es el instrumento que indica la direccin del viento. El anemmetro es el instru- mento utilizado para medir la velocidad del viento expresada en nudos o en m/s. 1 nudo = 0,5 m/s En los lugares que desciende el aire, aumenta la presin formando un anticicln (A) Hay estabilidad atmosfrica y se suele hacer buen tiempo. 27. LOS ELEMENTOS DEL TIEMPO La temperatura del aire La presin atmosfrica La humedad del aire El tipo y la intensidad de las precipitaciones El estado del cielo El viento, su intensidad y direccin El higrmetro El anemmetro y la veleta El termmetro La observacin El barmetro El pluvimetro INSTRUMENTOS DE MEDIDA INSTRUMENTOS DE MEDIDA DE LOS ELEMENTOS DELCLIMA 28. Mapas del tiempo. Mapas de isobaras e isotermas Las isobaras son aquellas lneas imaginarias que une puntos de la Tierra cuya presin, con respecto al nivel del mar, es la misma en un instante determinado. A B B A Las isotermas son aquellas curvas que unen puntos de la Tierra en que la temperatura media del aire es idntica en un perodo dado. A veces se colorean en el mapa aquellas zonas que gozan de la misma temperatura en el instante de la medicin. 29. 1 IDENTIFICACIN DE LOS ELEMENTOS VISIBLES DEL MAPA ISOBARAS CENTROS DE ACCIN FRENTES 30. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO: ISOBARAS Isobaras Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ Indicacin de la direccin del viento Localizar el valor de cada isobara Indicar la direccin del viento Sealar donde hay ms isobaras y estn ms juntas 31. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO: CENTROS DE ACCIN Centros de accin A: Alta presin (anticicln) B: Baja presin (borrasca) Indicacin numrica de la presin Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ Localizar los centros de Altas (mayor de 1013 mb) y Bajas presiones (menor de 1013 mb) Sealar la presin del centro 32. ELEMENTOS VISIBLES DE UN MAPA DEL TIEMPO: FRENTES Frentes * Frio * Clido * Ocluido * Estacionario Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ Localizar los frentes en el mapa Indicar el tipio de frente que es: fro, clido, ocluido o estacionario Indicar la direccin del frente 33. ISOBARAS Son las lneas que unen sobre el mapa puntos con igual presin. Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ 34. ISOBARAS: Direccin del viento El viento sigue la direccin de las isobaras desde las zonas de alta presin (anticiclones) hacia las zonas de baja presin (borrascas). En el hemisferio norte el viento circula en los anticiclones siguiendo el sentido de las agujas del reloj y en las borrascas en sentido contrario (efecto Coriolis). Las isobaras nos son tiles para deducir la direccin e intensidad del viento En algunos mapas la direccin del viento adems viene indicada con una flecha Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ 35. ISOBARAS: Intensidad del viento Cuanto mayor sea el gradiente de presin (diferencia de presin de un lugar a otro), mayor ser la intensidad del viento. Por lo tanto cuanto ms isobaras haya en una zona y cuanto ms juntas estn estas querr decir que la diferencia de presin ser mayor y por lo tanto el viento ms fuerte. Zonas con fuertes vientos Zonas con vientos en calma Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ 36. CENTROS DE ACCIN La media de presin a nivel del mar es de 1013 mb. -Si la medida es mayor de 1013 mb estaramos ante un centro de alta presin o Anticicln, representado con una A en los mapas del tiempo. -Si la medida es menor de 1013 mb estaramos ante un centro de baja presin o Borrasca, representado con una B en los mapas de tiempo. * En los mapas del tiempo puede aparecer una a (en minsculas) o una b (en minscula). Nos estn indicando altas o bajas presiones relativas. Esto significa que existe un punto de una presin superior (en el caso de las altas relativas) o inferior (en el caso de las bajas relativas) a la zona circundante, pero sin que lleguen a los 1013 mb. En este caso suelen ser de origen trmico. Prof. ISAAC BUZO SNCHEZ 37. MAPAS DEL TIEMPO EN SUPERFICIE Los datos atmosfricos recogidos en todo el mundo permiten elaborar los mapas meteorolgicos y predecir el tiempo. Las borrascas se originan en lugares a los que asciende el aire caliente. Si lleva humedad al enfriarse se forman las nubes. Los anticiclones traen tiempo estable y soleado. Las cifras que aparecen en las isobaras indican la presin atmosfrica en milibares. Los tringulos indican un frente fro Los semicrculos indican un frente clido. Un frente es una zona en la que entran en contacto una masa de aire fro y otra de aire caliente. B B A A Los semicrculos indican un frente clido 38. SITUACIN SINPTICA DE INVIERNO: ANTICICLN TRMICO CONTINENTAL DEL INTERIOR PENNSULAR. MAPA EN ALTURA. BORRASCAS DINMICAS SUBPOLARES, CON FRENTES ASOCIADOS 39. PRESIN ATMOSFRICA, VIENTOS Y PRECIPITACIONES 40. Como la presin atmosfrica se debe al peso del aire sobre un cierto punto de la superficie terrestre, es lgico suponer que cuanto ms alto est el punto, tanto menor ser la presin, ya que tambin es menor la cantidad de aire que hay en su cima. Tomando como referencia el nivel del mar, donde la presin atmosfrica tiene un valor de 760 mm, se comprueba que, al medir la presin en la cumbre que se encuentra a unos 1.500 metros sobre el nivel del mar, la presin atmosfrica vale aproximadamente 635 mm; es decir, la presin disminuye con la altura. VARIACION DE LA PRESION CON LA ALTURA 41. VARIACIN ANUAL DE LA PRESIN La presin atmosfrica sufre una variacin bastante regular en el curso del ao, siendo mxima en invierno, por la mayor densidad del aire fro y, mnima en verano. La amplitud de la variacin anual de la presin atmosfrica se incrementa con la latitud: as, por ejemplo, en la zona ecuatorial, como es el caso de Cajamarca (7 S) el rango es solamente 3mb. Adems de la variacin regular, la presin varia considerablemente a causa del pasaje de grandes masas de aire de un lugar, desde los centros de alta hacia los de baja presin. En general en los centros de altas presiones predomina buen tiempo y en los de baja, tiempo lluvioso. Con ms propiedad, en meteorologa se habla de cambios de tiempo como resultado de la circulacin de masas de aire manifiesta una gran tranquilidad, pues a estas latitudes originan en las regiones templadas y polares. No obstante, debe tenerse en cuenta que, como resultado de la alternancia de verano y el invierno entre los dos hemisferios, norte y sur, se observa una variacin de la posicin del ecuador trmico y, con ello, la posicin de la zona de convergencia intertropical. 42. Para una atmsfera estndar se puede aplicar tambin la siguiente relacin: H =44308 (1 P/Po)0,19003 Donde: P= Presin del lugar Po= 1013 mb. Altitud Presin (km) (mb) 0 1013,00 5,5 500,00 10 265,00 20 55,30 30 12,00 50 0,80 80 0,01 100 0,0003 43. Altitudes sobre el nivel del mar de los relieves prominentes de cada pas en todo el mundo 44. Humedad Atmosfrica Por su gran capacidad de absorcin de energa, constituye el regulador trmico de mayor importancia en la atmsfera. Una atmsfera cargada de vapor de agua absorbe gran cantidad de energa calrica, impidiendo las prdidas de calor hacia el espacio; es decir, el calor queda atrapado en la atmsfera, disminuyendo la amplitud de la oscilacin (efecto de invernadero). La atmsfera seca es ms transparente a la radiacin infrarroja, por lo tanto, la radiacin solar llega con mayor intensidad a la superficie, elevando la temperatura del suelo y del aire junto a l, de la misma manera, la energa que sale de la superficie se pierde libremente al espacio, determinando mayor descenso. En resumen, se produce una mayor amplitud de la oscilacin diaria de la temperatura 45. ndice de humedad El contenido de vapor de agua de la atmsfera puede ser expresado en trminos de presin, densidad, humedad especfica, relacin de mezcla, humedad relativa y punto de roco. 1. Presin de saturacin de vapor La presin de saturacin de vapor de agua (es) es la presin ejercida por el mximo contenido de vapor en la atmsfera, independientemente de la presencia de otros gases, es la presin parcial del vapor de agua cuando est en equilibrio con una superficie de agua pura. Si se comprime el recipiente (aumenta la presin), sin cambio de temperatura (isotrmico), se alcanza el punto en el cual se produce el cambio de estado; o sea, el vapor se condensa dentro del agua o el hielo. Si, por el contrario, se disminuye la temperatura manteniendo la misma presin (isobrico), el vapor tambin se condensa. 46. b. Frmula de Tetens El procedimiento de Clasius-Clapeiron es un tanto complicado, mientras que, el desarrollado por Tetens es el ms simple y bastante exacto cuando se trata de determinar la presin de vapor de saturacin dentro de los lmites normales de temperatura atmosfrica, tiene la forma siguiente: es = 6.11 x 10 (7.5T/(237.3 + T) Donde es es la tensin de vapor saturante en mb, y T la temperatura del aire en C. 2. Presin de vapor actual La presin de vapor actual o real (e), es la parte de la presin atmosfrica que es ejercida por el vapor de agua existente en la atmsfera; puede ser igual o menor a la saturante. Para la determinacin de la presin de vapor actual o real, se hace uso de un instrumento llamado psicrmetro. 47. Humedad Relativa La humedad relativa constituye uno de los factores meteorolgicos de gran importancia, puesto que los organismos reaccionan segn el grado de saturacin del vapor de agua. La humedad relativa (Hr) es el grado de saturacin de vapor de agua en la atmsfera. Est dada por la relacin entre el peso de vapor de agua contenido en un volumen de aire y el peso de vapor de agua que contendra si este volumen, estara saturado. Tambin puede decirse que es igual a la relacin entre la presin de vapor actual y la presin de vapor saturante. Se expresa generalmente en porcentaje. x = Hr = (e/es) 100 48. 4. Humedad absoluta 4. Humedad absoluta La humedad absoluta (Ha), o masa especifica del vapor de agua, expresa el contenido de vapor de agua por unidad de volumen; Como es muy difcil medir el volumen de una muestra de aire en condiciones ordinarias, se puede deducir una ecuacin que permita calcular la humedad especfica a partir de otros parmetros fcilmente mensurables. Aplicando la ecuacin de estado se tiene: dv = 217 e/T g/m En la que dv es la densidad del vapor de agua o humedad absoluta en gramos de agua por m de aire (g/m), e la presin de vapor, en mb. 49. Humedad especfica La humedad especfica (q) es la cantidad de vapor de agua contenido en una masa de aire hmedo (aire seco ms vapor de agua), se expresa generalmente en gramos de vapor por kg de aire hmedo. Donde: e = Presin de vapor actual p = Presin atmosfrica q = 622e/p 50. 6. Razn de mezcla La razn de mezcla (w) se refiere a la relacin entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco, se expresa tambin en g/kg. w = 622e/ (p - e) g/kg 51. 7. Punto de rocio Si a una muestra de aire, en la que se supone, que no entra ni sale vapor de agua, es enfriada isobricamente, alcanza una temperatura en la cual se satura. Esta temperatura es conocida como punto de roco ( ). Cuando ms alto sea el contenido de vapor de agua en la atmsfera, mayor ser la temperatura del punto de roco. Al producirse la condensacin se libera el calor latente cuyo valor es de aproximadamente 600 cal/g, que es absorbido por el aire circundante, disminuyendo el ritmo de enfriamiento. Si el punto de roco es menor que 0 C, se denomina punto de escarcha. Si las condiciones atmosfricas permiten un descenso de la temperatura hasta este punto, se forma escarcha, entonces habr liberacin del calor latente de sublimacin (condensacin ms solidificacin). La determinacin del punto de roco es una prctica muy importante en meteorologa, porque adems de indicar otras propiedades del aire, indica hasta que punto puede descender la temperatura con cierta facilidad. As, por ejemplo, cuando el contenido de vapor de agua en la atmsfera es muy bajo, el punto de roco puede encontrarse por debajo de 0 C; por lo tanto existe la probabilidad de la ocurrencia de heladas. Si el punto de roco es la temperatura de saturacin de una muestra de aire, entonces, conociendo la presin de vapor se puede deducir la frmula que permite determinar esta temperatura, a partir de la ecuacin de Tetens se tiene: e -- es = 6.11 x 10 (7.5t/(237.3 + t)) = 237.3 Log(e/6.11)/(7.5 Log(e/6.11)) 52. Ciclo hidrolgico Se refiere a la circulacin del agua en la naturaleza. Tiene su inicio en los ocanos, mares y lagos; de aqu el agua se evapora y es transportada por el viento a toda la troposfera. Bajo determinadas condiciones el vapor de agua se condensa o se solidifica formando las nubes. Las gotitas de las nubes crecen hasta vencer la resistencia del aire y dan origen a la precipitacin (lluvia, nieve, granizo), que cae tanto en el mar como en el continente. De la precipitacin que cae sobre el continente, una parte queda retenida temporalmente en el suelo y es absorbida por la planta, de donde es transpirada, otra parte se evapora; cuando el agua del suelo sobrepasa la capacidad retentiva, se infiltra hacia las capas ms profundas para formar el agua subterrnea; cuando la intensidad de la lluvia es superior a la velocidad de infiltracin, el agua discurre sobre la superficie y pasa a formar parte de los cursos de agua (quebradas, ros, lagos y ocanos). El ciclo contina as, en forma indefinida. 53. Caracterstica del ciclo hidrolgico Circulacin del agua del ocano, a travs de la atmsfera hacia el continente, retorna, despus de la retencin en varios puntos, hacia el ocano, a travs del escurrimiento superficial y subterrneo y, en parte, a travs de la propia atmsfera. Presencia de cortos circuitos que excluyen segmentos del ciclo, como por ejemplo, el movimiento del agua en el suelo y de ste hacia la atmsfera por medio de la evaporacin y la transpiracin, sin pasar por el ocano; se evapora a partir de las gotas de la lluvia antes de haber cado a la superficie. 54. El ciclo hidrolgico aunque pueda parecer un mecanismo continuo, con el agua movindose a una tasa constante, no es cierto, pues el movimiento del agua en cada una de las fases del ciclo tiene lugar de un modo bastante aleatorio; as, por ejemplo, parte del agua que llega a los ros puede percolar siendo incorporada al agua subterrnea, mientras que en otros casos, el agua subterrnea constituye la fuente de los cursos de agua superficiales. De la misma manera, la precipitacin puede quedar, durante meses o aos, retenida en la superficie e forma de nieve o hielo antes de evaporarse o escurrir hacia los cursos de agua o a la napa fretica. En determinadas ocasiones, la naturaleza parece trabajar en exceso, cuando se produce lluvias torrenciales, dando lugar a inundaciones catastrficas, mientras que en otras circunstancias parece que todo el mecanismo del ciclo cesa completamente, faltando las precipitaciones con ello el agua para las plantas y los animales, producindose las temibles sequas. 55. El ciclo hidrolgico es movido por la energa solar cuya magnitud diaria es mayor que toda la energa utilizada por el hombre desde los inicios de la civilizacin. Aun cuando se presentan fluctuaciones en el movimiento del agua en ciertas fases del ciclo, el volumen total de agua ha permanecido constante durante millones de aos. En cualquier momento slo un 0.005% del volumen total de agua se mueve a travs del ciclo, el resto forma parte de los depsitos de agua (lagos, ocanos, hielo). El ocano contiene el 97,2% del total de agua, o sea aproximadamente, 1320 millones de Km, cubriendo el 70% de la superficie del globo 56. Se estima que algo ms de 350 mil Km de agua dulce se destilan (evaporan) cada ao de los ocanos, esta humedad forma una cubierta alrededor de la tierra, formando parte de la atmsfera, que retarda la prdida de calor por irradiacin; sin esta capa de vapor la tierra debera tener una temperatura de 180 C. De los 350 mil Km evaporados de los ocanos, 300 mil regresan a ellos en forma de lluvia, solamente 50 mil caen la tierra firme. La precipitacin es muy variable en el espacio y tiempo; en promedio, sobre la superficie continental, es del orden de cero milmetros de espesor al ao en los desiertos, hasta 11680 mm, en Hawai. La media de precipitacin sobre el continente, es de 730 mm/ao. El 24% de las precipitaciones de la parte continental escurre hacia los ros directamente; el 64% se infiltra y, el 12% se retiene en la superficie del suelo, en las plantas y otras superficies evaporndose posteriormente. 57. El viento Es el aire en movimiento respecto a la superficie terrestre; es una magnitud vectorial caracterizada por su velocidad y direccin. Resultante de la interaccin de varas fuerzas, como: gradiente de presin, rozamiento, fuerza gravitacional y la fuerza de Coriolis. 58. Importancia del viento en la agricultura Efectos favorables Transporta el bixido de carbono, facilitando la redistribucin desde los lugares de mayor concentracin favoreciendo la fotosntesis. Transporta el oxgeno para la respiracin de las plantas y los animales aerobios. Cuando la concentracin de oxgeno es subptima debida a la falta de ventilacin se produce una disminucin del sistema radicular de las plantas los brotes son ms pequeos, etc. 59. Favorece la transpiracin de las plantas permitiendo la fecundacin de las especies anemfilas. Transporta el polen de las plantas permitiendo la fecundacin de las especies anemfilas. Produce el transporte de semillas, con la consiguiente diseminacin de las especies; este efecto puede ser desfavorable cuando se trata de malas hierbas, insectos, hongos o bacterias patgenas. Aumenta la dureza de los troncos y ramas de los rboles. 60. Efectos desfavorables Deformacin de la copa de los rboles, especialmente de aquellas que se encuentra aislados. Provoca cada de hojas, flores y frutos Erosin de suelos agrcolas Transporta grmenes patgenos para los animales y las plantas Reduce el tamao de las plantas que crecen bajo la accin del viento. 61. Fuerzas que intervienen en el viento a. Gradiente de presin Sea un volumen cuya unidad de seccin transversal tenga una longitud dx paralelamente al eje de la abscisas, sea p la presin en uno de sus extremos y p +dp en el otro extremo; estas presiones dan lugar a fuerzas que actan sobre dicho volumen. La fuerza resultante dp hace que las partculas sometidas a mayor presin se dirijan hacia las que soportan menos. Siendo r la densidad del aire. La fuerza del gradiente de presin es la principal causa de viento; se origina como resultado de las diferencias de presin entre dos puntos de la superficie. En la atmsfera, si no actan otras fuerzas, la del gradiente de presin hace que las partculas se dirijan hacia los puntos de menor presin, tendientes a alcanzar la igualdad de presiones en el sentido horizontal. Esta fuerza acta perpendicularmente a las lneas de igual presin, representadas por las isobaras. 62. b. Fuerza de friccin Se desarrolla una vez que el aire ha entrado en movimiento, debido al contacto con la superficie; es opuesta a la fuerza del gradiente de presiones, disminuyendo la velocidad en los estratos inferiores. c. Fuerza gravitacional Es el resultado de la atraccin ejercida entre la masa de la Tierra y de la atmsfera; obedece a la ley de gravitacin universal de Newton, que dice; dos cuerpos se atraen entre s con una fuerza proporcional a sus masas y e inversamente proporcional al cuadrado de sus 63. Tipos de circulacin A. Circulacin Local Se produce en pequea escala, ocasionando por diferencias trmicas, que se producen en el transcurso del da y que dan lugar a los vientos peridicos, tales como las brisas de mar y tierra, las de valle y montaa y los vientos foehn. a. Brisas de mar y de tierra Es el resultado de las diferencias entre las propiedades trmicas del agua y del suelo Durante el perodo diurno se calienta ms rpidamente que el mar igual ocurre con el aire que descansa sobre la superficie, generando un centro de baja presin; por ende, el flujo de aire al nivel de superficie ser del mar hacia el continente por lo que se le denomina brisa de mar, en cambio, en las capas altas de la atmsfera se produce un movimiento en sentido contrario. 64. Durante la noche, el agua almacena por ms tiempo, el calor y el aire permanecer caliente por ms tiempo, constituyendo centros de baja presin; mientras que el continente se enfra ms rpido y se forma zonas de mayor presin, consecuentemente e movimiento se establece del continente hacia el mar y se tiene las denominadas brisas de tierra. 65. b. Brisas de valle y de montaa Durante las primeras horas de la maana, las laderas se calientan ms rpido que los valles, dando origen a centros de menor presin relativa que en los valles; consecuentemente, el aire fluye desde el valle hacia las cordilleras, dando origen a las brisas de valle; mientras que en las capas superiores de la atmsfera el flujo puede ser en sentido contrario. El ascenso de estas masas de aire es relativamente lento y da lugar a la condensacin del vapor de agua con formacin de nubes cumuliformes sobre las cadenas de montaas. En las primeras horas de la tarde cuando disminuye el flujo de radiacin solar, las montaas por su mayor superficie de exposicin y por estar bajo las masas de aire menos denso, se enfra ms rpidamente; la presin atmosfrica relativa es mayor en las partes altas que en los valles; en efecto el aire drena desde las partes que en los valles, en efecto el aire drena desde las partes altas hacia las partes bajas, cuyo flujo se denomina brisas de montaa, con velocidad de desplazamiento mayor que la de las brisas de valle. 66. c. Vientos "foehn" Cuando existen mesetas altas de gran extensin, el aire fro acumulado empieza a drenar por las laderas, producindose grandes cambios de temperatura en poco tiempo; estos vientos son los denominados foehn o chinoock; son molestosos, y desagradables. 67. B. Circulacin regional Se produce en escala mayor que la zonal o local; en la mayora de los casos, anula los efectos de sta. Dentro de esta categora de vientos tenemos a los monzones de verano y de invierno. a. Monzones de verano La palabra monzn se deriva de la palabra rabe "mausim", que significa estacin. Soplan debido a la diferente presin entre las masa de aire situadas sobre el continente y sobre el mar. En verano sopla el viento monznico desde el ocano ndico hacia tierras recalentadas del centro de Asia. El continente se calienta ms que el mar y se origina un mnimo de presin que tiende a ser compensado por vientos hmedos del sudoeste (monzn hmedo). 68. En el verano el continente se encuentra ms caliente que el mar y sobre l se desarrollan grandes movimientos convectivos, dando lugar a la formacin de centro de baja presin; en cambio, sobre el mar el aire est ms fro y por lo tanto, las masas de aire caliente, con grandes cantidades de vapor de agua se desplazan desde el mar hacia el continente donde entra en conveccin, el vapor se condensa dando lugar a lluvias intensas, que producen daos de consideracin por inundaciones y desborde de los ros; tal como sucede en las costas del Asia. Los monzones de verano, por la gran produccin de lluvia, permiten el crecimiento de la vegetacin natural y de los cultivos. Los monzones de verano soplan en la direccin contraria a la del esquema. Los monzones de verano originan abundantes precipitaciones a su paso sobre el continente (poca de lluvias). 69. b. Monzones de invierno Durante el invierno, la temperatura del mar es ms alta que la del continente, la estructura brica se invierte, sobre el continente predominan los centros de alta presin, en tanto que, sobre el mar se desarrollan centros de baja presin, el viento sopla del continente hacia el mar, transportando masas de aire fro y seco. En invierno el monzn sopla del continente asitico hacia el ocano ndico en forma de vientos secos del noreste (monzn seco). Las tierras estn ms fras que el mar y sobre este asciende el aire que es remplazado por el que llega del continente. 70. Frentes En funcin del tipo de masa que moviliza los frentes se clasifican en fros y calientes. - Frente fro Se produce cuando una masa de aire fro se desplaza y alcanza a otra masa de aire caliente; al ser ms fra y ms densa la primera, se introduce por debajo de la segunda en horma de cua, el resultado es que el aire caliente, adems de ascender por conveccin se ve forzado y acelerado por la cua de aire; de aire fro que tiene debajo. Por consiguiente, cuando pasa el frente fro, el tiempo cambia rpidamente, produciendo lluvias fuertes, de poca duracin, que pueden ir acompaadas de tormenta y granizo. Luego de haber pasado el frente el tiempo es claro, sereno y con buena visibilidad. 71. Esta drstica ascensin origina normalmente nubosidad cumuliforme con chubascos fuertes y tormentas. 72. - Frente clido Es aquel en el cual la masa de aire caliente es la que se desplaza, por ser menos denso se eleva gradualmente sobre la rampa de aire fro que tiene por delante; al ascender se enfra adiabticamente y el vapor se condensa formando diversos tipos de nubes, generalmente de poco desarrollo vertical, pero de gran desarrollo horizontal. Este frente se manifiesta primeramente por la presencia de nubes tipo cirros, que luego aparecen nubes ms densas que producen lluvias de baja intensidad, pero de larga duracin. 73. La presin atmosfrica va disminuyendo y el viento gira bruscamente. En la fase final del frente, las nubes desaparecen y la presin se normaliza. Los frentes tienen velocidad de desplazamiento entre 20 y 30 Km/h. 74. - Frente ocluido Es aquel en el cual se produce el encuentro de dos frentes; el aire caliente intermedio es empujado hacia arriba dando lugar a nubes con lluvias ligeras. 75. Nubes Las nubes, al igual que las nieblas y neblinas, constituyen la parte visible del contenido de agua que estn flotando en la atmsfera; formadas por gotas de agua y/o partculas de hielo resultante de la condensacin y/o deposicin cuando el aire hmedo alcanza el punto de saturacin. Las nubes abarcan un gran espesor de la capa atmosfrica. 76. Se forman generalmente como resultado del enfriamiento del aire hmedo, por debajo del punto de saturacin. El mecanismo de enfriamiento ms importante es el adiabtico como resultado de la expansin del aire durante el movimiento del ascenso vertical. Los tipos y movimientos verticales importantes que ocurren en la atmsfera son las siguientes. - Turbulencia mecnica (fraccional); - Conveccin (turbulencia trmica); - Ascenso orogrfico; - Ascenso lento de capas extensas. 77. Nubosidad Fraccin de cielo cubierto con nubes, en un lugar en particular. Las nubes se comportan como pantallas de la atmsfera, actuando como amortiguadores de las variaciones extremas de la temperatura: de da interceptan la insolacin, y de noche se oponen al enfriamiento del suelo por irradiacin. Como resultado, de la irradiacin del suelo es mayor cuando el suelo es despejado, dndose en esta situacin un mayor riesgo de helada. 78. Nieve Al igual que las nubes, tienen alto ndice de reflexin. En los lugares cubiertos de nieve, durante el da disminuyendo el saldo de radiacin, impidiendo que el suelo eleva su temperatura; mientras que durante la noche, debido a las pocas reservas de calor almacenado en el suelo, la temperatura desciende considerablemente; es decir, tanto la temperatura del da como de la noche es relativamente baja y con reducida oscilacin, dependiendo, a su vez de la nubosidad y de la humedad del aire. 79. Precipitacin Fenmeno meteorolgico consistente en la cada de hidrometeoros desde la atmsfera a la superficie terrestre. Los hidrometeoros son partculas slidas o lquidas en las que predomina el agua, debido a su reducido peso unitario estn suspendidas por la accin de la resistencia del aire, formando las nubes y nieblas; o bien caen a travs de la atmsfera, constituyendo la precipitacin. 80. Por evaporacin-condensacin Se da cuando unas gotitas se evaporan a favor de otras; puede suceder en los casos siguientes: Cuando en la nube existe gotitas de agua sobrefundida y cristales de hielo a la vez; cuando hay gotitas ms calientes que otras y cuando existe gotitas formadas en ncleos de solucin salina, las primeras se evaporan en beneficio de las segundas, las mismas que hacen de ncleos de condensacin. Lluvia artificial Se presentan dos casos: 1. Lluvia artificial en nubes fras o sobrefundidas Existen circunstancias en que la precipitacin no se produce aun cuando existan gotas de agua sobrefundida, por que las gotitas son demasiado pequeas; esto puede deberse a la ausencia de ncleos de cristalizacin. Uno de los mtodos consiste en inseminar a la nube partculas muy finas de bixido de carbono slido (-78C) o agregando a la nube una sustancia que cristalice a temperaturas no tan bajas pero cuyo proceso sea similar a la cristalizacin del agua; esto se consigue inseminando a la nube con yoduro de plata (AgI) a 10 C. 81. El yoduro de plata (AgI) es un polvo amarillento; para lograr la nucleacin que produzca el tamao adecuado de los grmenes, se vaporiza a alta temperatura (1300 C) y los vapores obtenidos son enfriados bruscamente. Para aplicar en la atmsfera se utilizan los generadores de humo instalados en el suelo y los innumerables partculas, son transportados a las nubes por las corrientes ascendentes naturales y la difusin turbulenta; para lo cual debe tenerse en cuenta la velocidad, direccin del viento y la altura de las isotermas 0, -5 y 10 C. 82. 2. Lluvia artificial en nubes calientes En las regiones tropicales y en condiciones en que la temperatura de las nubes son superiores al punto de solidificacin del agua, se obtienen buenos resultados mediante la aplicacin de cloruro de sodio, previamente calentado y finamente molido 83. Mecanismos de la precipitacin 1. Por coalescencia Consiste en la aglomeracin de muchas gotas en una sola, por el efecto de choques sucesivos que pueden producirse gracias a una serie de fenmenos, como los que a continuacin se indican: a. Por atraccin electrosttica entre gotitas de la nube cargadas con electricidad de signo contrario; b. Por induccin electromagntica provocada por el desplazamiento de las gotitas dentro del campo electromagntico terrestre; c. Por atraccin hidrodinmica entre gotitas vecinas y en movimiento relativo respecto al aire circundante; d. Por la microturbulencia producida en el interior de la nube, que engendrara colisiones anlogas a las que implica la teora cintica de los gases; e. Por el barrido de las gotitas pequeas, por la cada de las ms grandes. 84. Caractersticas de las precipitaciones 1. Cantidad de lluvia La cantidad total de precipitacin cada sobre una superficie determinada y en un perodo dado, es expresada en trminos de altura de lmina de agua que cubrira una superficie horizontal impermeable y sin escorrenta superficial ni infiltracin. Esta profundidad es expresada generalmente en milmetros, que es equivalente a litros por metro cuadrado. 2. Duracin La duracin de una precipitacin es el tiempo transcurrido entre el inicio y el trmino de la misma; se expresa generalmente en minutos, tambin puede referirse al tiempo en el que una precipitacin cae con una intensidad uniforme. 85. 3. Intensidad La intensidad de la precipitacin o de una parte de ella representa la razn de cada de agua en la unidad de tiempo, se expresa por lo general en mm./hora. La intensidad influye en la formacin de la escorrenta superficial y en la evaporacin 4. Frecuencia Ocurrencia de una precipitacin igual o menor a un valor dado, durante un perodo de N aos. Se expresa generalmente en porcentaje. F = (m/N)100 86. Evapotranspiracin Trmino utilizado para designar al total de la evaporacin ocurrida desde la superficie del suelo y la transpirada por las plantas, como estos procesos son similares, ocurren de manera simultanea y son muy difciles de ser separados, en agricultura se prefiere manejarlos en forma conjunta. 87. Evapotranspiracin potencial El concepto de evapotranspiracin potencial (ETp), fue introducido por Thornthwaite quien, en su propuesta de 1948, asumi que la evapotranspiracin permaneca en los niveles potenciales mientras haba humedad en el suelo. Penman, en 1,956, con la finalidad de uniformizar criterios, desarrollo un concepto sobre la ETp que ha sido aceptado por la Organizacin Meteorolgica Mundial (OMM), dice lo siguiente; la evapotranspiracin potencial es aquella que tiene lugar a partir de un suelo cubierto totalmente por una vegetacin rastrera, con densidad y altura uniforme (10 a 15 cms.), en crecimiento activo y bajo condiciones ptimas de humedad. 88. Clases de evapotranspiracin Evapotranspiracin actual La evapotranspiracin actual o real ETr, es la que tiene lugar bajo condiciones naturales de humedad existentes en el suelo; es decir, en funcin de las caractersticas del clima reinante, dependiendo exclusivamente del agua de las precipitaciones. A medida que el suelo se seca, la evapotranspiracin ocurrir por debajo de su tasa potencial, en consecuencia, la ETr ser igual o menor a la potencial. 89. Evapotranspiracin potencial de cultivo La evapotranspiracin potencial del cultivo ETc, es aquella que se refiere a un cultivo exento de enfermedades que crece en un campo extenso (una o ms hectreas) en condiciones ptimas de suelo y agua en el que se llega al potencial de plena produccin. Las condiciones locales y las prcticas agrcolas e inclusive los tipos de plantas y la seleccin de variedades pueden repercutir de un modo considerable en ETc. 90. Importancia de la evapotranspiracin La evaporacin y la transpiracin representan una cantidad significante de transferencia de masa y energa en el sistema tierra-atmsfera; por consiguiente, tiene que ver con una serie de aspectos fsicos y operaciones de riego. 1. En el ciclo hidrolgico, los cambios de fase del agua, de lquido a vapor y viceversa, constituyen los mecanismos ms grandes de redistribucin de la energa solar; pues sta permite la circulacin del agua desde los ocanos hacia la atmsfera y de sta a la superficie terrestre. 91. 2. El efecto fsico ms importante es el enfriamiento que se produce en la superficie evaporante; juega un rol muy importante en la regulacin trmica de las plantas y animales y del medio ambiente, puesto que la transpiracin tiene lugar a expensas de energa. La reduccin de la transpiracin de las plantas puede resultar en un incremento de la temperatura entre 2 y 3 C, pudiendo llegar a 10 C en condiciones extremas. 3. Representa el proceso de mayor importancia, desde el punto de vista agrometeorolgico. Pues, las plantas requieren grandes cantidades de agua; por ejemplo: para producir un kilogramo de trigo se requieren aproximadamente 1000 kg de agua, de los cuales el 99.9 % se pierde por evapotranspiracin. 92. 4.La evaporacin natural tiene lugar solamente cuando la presin de vapor actual es menor que la presin saturante en la atmsfera y puede continuar solamente si existe una fuente adicional de energa. Plantas expuestas al 100% de humedad relativa muestra una reduccin en la velocidad de crecimientos; esto se debe a la interrupcin de la traslocacin de sustancias nutritivas desde el suelo, conjuntamente con el agua. 5.Su determinacin constituye una de las fases ms importantes en la cuantificacin de las necesidades de agua para riego. 93. Determinacion de la ETP Lismetros volumtricos Los lismetros volumtricos tienen una cmara de percolacin que sirve para determinar la cantidad de agua percolada entre dos mediciones sucesivas. La evapotranspiracin se determina a travs de la ecuacin del balance hdrico siguiente: ET = (PP + R - I- P) / n 94. ET es la evapotranspiracin en mm/da; PP es la precipitacin del perodo transcurrido, R es la cantidad de agua necesaria para recuperar la capacidad de campo; I es la infiltracin, P incremento de peso de cultivo y n, el nmero de das transcurridos desde el inicio de la observacin, que se cuenta a partir del momento en que el lismetro fue puesto en capacidad del campo, todos los datos deben estar expresados en espesor de lmina de agua, en milmetros. 95. Mtodo de Thornthwaite El agro climatlogo W. Thornthwaite, desarrollo un mtodo de determinacin de la evapotranspiracin potencial utilizando solamente la temperatura media del aire, que es un parmetro que se observa en casi todas las estaciones meteorolgicas del mundo. La evapotranspiracin segn el mtodo de Thornthwaite ha obtenido popularidad mundial, particularmente porque exige solamente el conocimiento de la temperatura y porque se presenta como base para una clasificacin mundial de los climas. Da buenos resultados en condiciones clidas y semidesrticas, siendo necesario, ciertas correcciones para otras condiciones. La confiabilidad del mtodo de Thornthwaite, disminuye en la estimacin de la ET para cortos perodos; en compensacin aumenta gradualmente con el alargamiento del perodo. Por eso, se recomienda que la frmula sea verificada con medidas de la ET, realizadas, con lismetros o por otros mtodos ms precisos. 96. Este mtodo tiene la siguiente expresin: ETp = 16 (10t/I)a Donde: ETp es la evapotranspiracin potencial en mm por mes de 30 das y de 12 horas de duracin; t es temperatura media mensual en grados centgrados, I es ndice de calor anual: I = i Siendo i el ndice de calor mensual: i = (t/5) 1.514 a = 0,0000006751I3 - 0,000071I2 + 0,01792I + 0,49239 97. 2. ndices bioclimticos 2.1. Generalidades Delimitar de una serie de tipos climticos basados en parmetros termomtricos o pluviomtricos, es de gran utilidad para expresar las relaciones clima-vegetacin. Otro factor a tener en cuenta es la continentalidad. 98. Los ndices bioclimticos se obtienen mediante frmulas que combinan de forma variada algunos parmetros climticos y, eventualmente, ciertos factores que influyen en el clima, como la altitud o la latitud. Persiguen sintetizar y resumir los parmetros ms importantes. 99. 2.2. ndices de continentalidad Valoran el grado de influencia marina u ocenica en un territorio. Su efecto se traduce en la amortiguacin de las temperaturas extremas en las reas ocenicas, es decir, tienen una oscilacin de temperaturas a lo largo del ao menor que en las reas continentales. Numerosos ndices propuestos, en el cuadro 1 se resumen algunos. Llevan a distinguir entre zonas ocenicas y zonas continentales (ver cuadro 2). 100. 2.3. ndices trmicos Numerosas propuestas, algunas de las ms interesantes se recogen en el cuadro 3. 101. 2.4. ndices pluviomtricos y termopluviomtricos (ombrotrmicos) Importante la cantidad total de lluvia, pero tambin la distribucin a lo largo de las diferentes estaciones del ao. La efectividad de las precipitaciones depende de la mayor o menor torrencialidad y de las temperaturas, ya que con su aumento se elevan tambin las prdidas por evapotranspiracin, as como del suelo. Numerosos ndices (cuadro 4), algunos de ellos se denominan de aridez. 102. 2.5. Evapotranspiracin Evala las prdidas de agua por evaporacin del suelo y transpiracin de las plantas. Contribuye a evaluar la efectividad de las lluvias. Tipos: Potencial (si hubiera suficiente agua), da una idea del estrs hdrico. Real (en funcin de la potencial y del agua realmente disponible). Clculo Evapotranspormetros. Thorntwaite (aproximacin emprica). Blaney y Cridle, F.A.O (emprica). 103. 3. Diagramas bioclimticos Mes seco si P (mm) < 2T (C). Se usan dos escalas una para la temperatura y otra para la precipitacin, de manera que a x grados de temperatura le corresponden 2x milmetros de lluvia. La escala de precipitaciones se divide por 10 a partir de 100 m, para evitar que los diagramas desborden por arriba. Se representan los meses en el orden enero - diciembre (ver figura 1), para las estaciones situadas en el hemisferio Norte, julio - junio (ver figura 2), para el hemisferio Sur. Se pueden complementar con referencias a las heladas probables y seguras, el perodo de actividad vegetal, diversos ndices y la diagnosis bioclimtica. Permiten comparar de un solo vistazo los climas de estaciones de todo el Mundo 104. 4. Clasificaciones climticas 4.1. Tipos de clasificaciones climticas Fundamentadas en las temperaturas (clido, templado, fro, polar, etc.). Fundamentadas en las precipitaciones (rido, semirido, seco, subhmedo, hmedo, etc.). Mixtas (Dantin y Revenga, Emberger, Lang, Martonne, Thorntwaite, Troll, etc.). Relacionadas con distribucin de plantas (bioclimticas) Agroclimticas (Papadakis, Turc, etc.). Fitoclimticas (Kppen, Walter, Rivas-Martnez). 105. 4.2.Clasificacin de Kppen 106. a: T es la temperatura media del mes ms fro. T es la temperatura media del mes ms clido. T es la temperatura media anual. b: P es la precipitacin media (cm) del mes ms seco. P es la precipitacin media (cm) del mes ms hmedo. P es la precipitacin media anual (cm). 107. 1: f significa que la precipitacin se distribuye a lo largo de todo el ao. 2: w significa que el invierno es relativamente seco. 3: m significa un clima monznico con un corto periodo invernal. 4: h o k puede ser aadido en un tercer nivel a los climas tipo B, si T > 18 o T < 18, respectivamente. 5: s significa un verano seco. (a): si la lluvia se distribuye a lo largo de todo el ao. (b): si la mayor parte de la lluvia cae en verano. (g): si la mayora de la lluvia cae en invierno. Un tercer smbolo es en ocasiones aadido en los tipos C y D segn la temperatura, tal y como aparece en el cuadro 6. 108. 4.3. Zonas de vida de Holdridge El sistema de Holdridge intenta clasificar las diferentes reas del mundo, considerando como zona de vida un grupo de comunidades vegetales dentro de una divisin natural del clima, las cuales tomando en cuenta las condiciones edficas y las etapas de sucesin, tienen una fisonoma similar en cualquier parte del mundo. Los factores que se tienen en cuenta para la clasificacin de una regin son la biotemperatura (rango de temperaturas entre 0 y 30C), la precipitacin y la evaporacin potencial, calculada esta ltima como el producto de la biotemperatura por 58,93, con un resultado expresado en milmetros. De forma resumida se puede ver esta clasificacin en el cuadro 7: 109. 4.4. Clasificacin de Walter 110. 4.5. Clasificacin de Rivas Martnez Precisa para el clculo de las diversas unidades de algunos ndices adicionales, que se presentan en el cuadro 9. 111. Rivas Martnez distingue 5 tipos de unidades bsicas o macrobioclimas: Tropical, Mediterrneo, Templado, Boreal y Polar y dentro de cada una varios bioclimas (ver cuadro 10). 112. 5. Biomas 5.1. Generalidades o Un bioma es una regin amplia caracterizada por plantas y animales bien adaptados al medios fsico de su rea de distribucin. o Principales grupos de plantas y animales discernibles a escala global. o Pautas de distribucin fuertemente correlacionadas con las de los tipos de climas. o Se pueden identificar a travs del tipo de vegetacin climcica, pero incluyen tambin los restantes tipos de vegetacin y fauna. Principales caracteres utilizados para reconocerlos: Pautas globales de distribucin. Caractersticas generales del clima regional. Caractersticas del sustrato y tipos de alteracin. Caractersticas de la formacin vegetal potencial. Tipos ms caractersticos de fauna. 113. 5.2. Biomas del Mundo Se distinguen los tipos que se detallan a continuacin, centrndonos en la vegetacin: Selva tropical siempre verde Sabanas y bosques monznicos Desiertos clidos y fros Zona mediterrnea de esclerofilos. Laurisilvas. Bosques caducifolios templados. Praderas y estepas templadas. Bosques boreales de taiga. Tundras polares y antrticas. 114. Se suelen distinguir tambin los Biomas extrazonales, independientes del clima general y ligados a ambientes especiales que pueden darse en el seno de casi cualquiera de los Biomas zonales: Humedales Ros Salinas Grandes relaciones con los principales tipos de diagramas bioclimticos y con las principales formaciones (como se observa en las figuras 3 y 4). 115. 6. Mapa conceptual 6. Mapa conceptual 116. 7. Fuentes de consulta 7.1. Bibliografa bsica Alcaraz, F.; Clemente, M.; Barrea, J.A. y lvarez Rogel, J. 1999. Manual de teora y prctica de Geobotnica. ICE Universidad de Murcia y Diego Marn. Murcia. Elas, F. y Ruiz, L. 1977. Agroclimatologa de Espaa. Cuad. INIA, 7, Ministerio de Agricultura, Madrid. Fernndez Gonzlez, F. 1997. Bioclimatologa. In Izco, J. et al., Botnica. McGraw - Hill, Madrid, pp: 607-682. Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices in plant geography. Acta Phytogeographica Suecica 67: 1-108. 117. 7.2. Bibliografa complementaria Bagnouls, F. y Gaussen, H. 1953. Saison sche and indice xerothermique. Bull. Soc. Hist. Nat. Toulouse 88: 193- 239, Toulouse. Capel, J.L. 1986. El clima de la provincia de Almeria, 2 ed. Publicaciones Caja Almera, Almera. Elas, F. y Ruz, L. 1981. Estudio agroclimtico de la regin de Castilla - La Mancha. Departamento de Agricultura de la Junta de comunidades de Castilla - La Mancha, Madrid. Fernndez Garca, F. 1995. Manual de climatologa aplicada. Sntesis, Madrid. Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices in plant geography. Acta Phytogeographica Suecica 67: 1-108. Walter, H. 1970. Zonas de vegetacin y clima. Omega, Barcelona. Walter, H. y Lieth, H. 1967. Klimadiagram Weltatlas. Fischer, Jena. 118. 7.3. Direcciones de Internet http://www.bom.gov.au/climate/averages/tables/cw_09 4030.shtml http://www.bom.gov.au/climate/forms/map_forms/imag emap.shtml http://www.globalbioclimatics.org/ http://www.mobot.org/MBGnet/salt/index.htm http://www.runet.edu/~swoodwar/CLASSES/GEOG23 5/biomes/intro.html http://www.ups.edu/biology/museum/worldbiomes.html