Guía preparada para fines académicos por parte del profesor Rodrigo Rocha Pérez. Geógrafo de la Universidad de Chile.

I. GEOGRAFIA FÍSICA

La ciencia geográfica puede ser estudiada de acuerdo a una Geografía General (estudios generales, no limitados arealmente) y/o una Geografía Regional (estudios en un área delimitada de la superficie terrestre).

A su vez, la Geografía General consta de tres pilares fundamentales, que son la Geografía Física, la Geografía Humana y la Biogeografía.

Geografía Física

Geografía

Biogeografía Geografía Humana

Según el libro “Geografía Física” de A. Strahler, la Geografía Física es la que interrelaciona y pone en contacto los elementos del medio ambiente físico del hombre.

Las principales ramas de la Geografía Física son la Geomorfología, la Hidrología y la Climatología1, que a su vez se nutren de variadas ciencias auxiliares, como son la biología, la física, la química, la geología, la meteorología, etc.

El medio ambiente físico del hombre se desarrolla en la biosfera, que es la capa de vida que contiene la mayor parte de la vida orgánica en el planeta Tierra.

Por otra parte, los tres grandes ambientes de nuestro planeta (comúnmente llamadas capas) son la Atmósfera, la Litósfera y la Hidrósfera.

La Atmósfera es una envoltura gaseosa continua y relativamente homogénea que rodea a la tierra sólida. En ella se manifiestan los fenómenos meteorológicos. La Litósfera es la tierra sólida (superficial e interior). Es la capa rocosa. Por último, la Hidrósfera es el agua en todas sus formas (sólida, líquida y gaseosa).

1 También son de interés de la Geografía Física el estudio de los suelos, la oceanografía, etc.

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II. METEOROLOGÍA, CLIMATOLOGÍA Y PREVISIÓN DEL TIEMPO.

La Meteorología es la ciencia de la atmósfera. Estudia los fenómenos que se desarrollan en la atmósfera, tales como temperatura, presión, humedad, descargas eléctricas, etc.

Trata de abstraer los fenómenos que estudia. Es una ciencia analítica y no se preocupa mayormente por las consecuencias que los fenómenos atmosféricos puedan tener en organismos y objetos fuera de la atmósfera.

Busca establecer reglas que rijan los fenómenos atmosféricos, cuales son las relaciones constantes y el desarrollo de los mismos. Es por sobre todo la física de la atmósfera.

La Climatología es una ciencia que interesa al geógrafo, aprovechando los conocimientos de la meteorología. Trata sobre la relación de los fenómenos atmosféricos en la superficie terrestre.

Se preocupa del estudio de la influencia de los elementos climáticos en la zona de contacto de la atmósfera con océanos o continentes. Es una ciencia mayormente descriptiva.

La Previsión del Tiempo, es el estudio del Tiempo y la concatenación de hechos que acarrean un tipo de Tiempo. Permite vaticinar los cambios de las condiciones atmosféricas en un plazo determinado. Depende y trabaja con datos proporcionados y analizados en estaciones meteorológicas y modelos estadísticos complejos.

Generalmente se asocia previsión, predicción y pronóstico del Tiempo, más ésta última se diferencia de la previsión o predicción en la escala temporal utilizada para vaticinar las condiciones meteorológicas a plazo. Un pronóstico del Tiempo tiene vaticinios de días a semanas dependiendo de factores como la latitud, en cambio una previsión puede significar vaticinios de más largo plazo, como por ejemplo saber si en los próximos seis meses habrá o no presencia del fenómeno del Niño.

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Clima: Conjunto de condiciones meteorológicas predominantes en un lugar determinado durante una larga cantidad de años o siglos.

Tiempo: Estado físico de la atmósfera en un momento y lugar determinado.

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III. EL CLIMA: ELEMENTOS Y FACTORES.

Cuadro esquemático de las relaciones entre los elementos y los factores del clima.

CLIMA ELEMENTOS FACTORES

Influyen tanto en la vida humana como en la biogeografíaen general Actúa sobre los elementos

causando diferencias en los climas sobre la faz terrestre.

Temperatura 2 Humedad 3 Presión Atmosférica 4 - Latitud. - Altitud.

Se mide con Se mide con Se mide con el - Distribución deTermómetro. el Higrómetro. Barómetro. Tierras y aguas.

- Corrientes oceánicas.

Los grados son -Una presión “normal” - Exposición deCelsius5, Fahrenheit6 es del orden de los las laderas de O Kelvin7. 1013 milibares. cerros.

-Las líneas de igual - Etc. presión se denominanisobaras.

ELEMENTOS DEL CLIMA

2 Genera calor, frío, etc.3 Genera lluvias, rocío, etc.4 Genera vientos, diferencias de presiones, etc.5 Los grados Celsius son una escala de medición de la temperatura en la que el punto de congelación se sitúa en los 0º C y el punto de ebullición en los 100º C.6 Los Grados Fahrenheit son una escala de medición de la temperatura, en la que el punto de congelación del agua es en los 32º F y el punto de ebullición es en los 212º F.7 Los grados Kelvin, son una escala de medición de temperatura en el que el punto de inicio se encuentra en el cero absoluto, es decir, -273º C.

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La atmósfera se determina por tres características físicas:

Presión: Se define como la fuerza (o peso) que, en un determinado lugar y por unidad de superficie, ejerce la columna de aire que está encima de él. Como el aire es atraído hacia el suelo por gravedad, los objetos soportan una presión que se ejerce en todas direcciones.

Figura: La experiencia de Torricelli, en la cual tuvo su origen el barómetro.

Fue Torricelli, físico italiano del siglo XVII, quien hizo la primera demostración de la fuerza de presión del aire, al llenar de mercurio un tubo de vidrio y colocarle invertido sobre un vaso lleno del mismo líquido. El mercurio baja en el tubo hasta cierto nivel. Como no hay aire en la parte superior del tubo, puede decirse que el peso de la columna de mercurio, situada por encima del nivel de la cubera, es equilibrado por la presión atmosférica. El tubo de Torricelli, no es otra cosa que un barómetro de mercurio. Toda variación en la altura de la columna de mercurio, corresponde a una variación de la presión atmosférica, llamada también por algunos presión barométrica.

Temperatura: Corresponde a la mayor o menor cantidad de calor que se transfiere a la atmósfera. La temperatura puede variar por la latitud, altitud y cercanía del mar.

La temperatura del aire aumenta durante el día. El suelo absorbe una parte de la radiación solar y su temperatura sube; el aire, por contacto con el suelo caliente, se calienta hasta cierta altura por la acción combinada de la conducción y las corrientes de convección. Durante la noche, el suelo, que radia por sí mismo, pierde en parte el calor recibido, enfriándose; y la temperatura del aire, tras haber llegado a un cierto valor, disminuye de nuevo.

La temperatura muestra una variación diaria, con un máximo en el curso de la tarde, entre las 14 y 16 horas, y un mínimo poco después de la salida del sol.

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A B

Figura A: Cuando el cielo está despejado, la intensa radiación del suelo hace bajar notablemente la temperatura en la noche (las fechas indican el flujo del calor). Figura B: Con cielo cubierto, la pérdida de calor por radiación del suelo es, en parte, devuelta hacia él por la nubosidad (efecto invernadero natural).

Humedad o vapor de agua: El vapor de agua procede del agua existente en la tierra y en los mares, por medio de un constante estado de transformación denominado Ciclo Hidrológico.

La presencia de agua en la atmósfera en forma de nubes, niebla, precipitaciones, condiciona el estado del tiempo. Se entiende por humedad la cantidad de vapor de agua contendida en una determinada porción de atmósfera. Puede expresarse directamente mediante el número de gramos de vapor contenidos en un metro cúbico de aire ambiente (humedad absoluta), o en un kilogramo de aire (humedad específica), o bien mediante la relación entre la cantidad contenida y la cantidad máxima de vapor que podría contener un determinado volumen de aire (humedad relativa).

La humedad relativa es la relación, expresada en tantos por ciento, entre la cantidad de vapor de agua contenida en un determinado volumen de aire y la máxima cantidad que podría contener a la misma temperatura. Un humedad relativa del 60% significa que el aire contiene el 60% de vapor que podría contener si el aire estuviese saturado. La humedad relativa es la única que puede medirse mediante la lectura de las indicaciones del instrumento llamado higrómetro.

FACTORES DEL CLIMA

• Latitud (distancia existente entre un punto de la Tierra y la línea del Ecuador), que influye directamente sobre la temperatura. Ya lo dijimos anteriormente, mientras más cerca del Ecuador se esté, más cálida será la temperatura; por el contrario, si uno se va acercando a los polos, la temperatura bajará considerablemente.

• Altitud, que es la distancia de un punto en relación al nivel del mar. Este factor influye sobre la temperatura y sobre la pluviosidad o lluvia. Al aumentar la altitud la temperatura disminuye aproximadamente en un grado cada 180 metros. Esto sucede porque en las zonas de menor altitud el aire es más denso y es capaz de retener el calor, mientras que en las zonas más altas, esto no sucede y las temperaturas descienden.

• Distancia del mar, que afecta directamente la temperatura, la humedad y la pluviosidad. Los lugares más cercanos al mar poseen temperaturas más moderadas y con menor oscilación térmica que en el interior de los continentes.

• Relieve, que es un factor por su forma y posición, actuando sobre las temperaturas y las precipitaciones. Funciona como biombo a los vientos, produce diferencias de insolación según la

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ladera expuesta y modifica el régimen de precipitaciones, de acuerdo a la ladera de barlovento (expuesta a la acción del viento) y a las de sotavento (protegidas del viento).

• Corrientes marinas que trasladan masas de agua a lo largo de los océanos y a grandes distancias. Las aguas que provienen de lugares muy lejanos enfrían o entibian el aire de las regiones que circundan, incidiendo en las presiones, en la humedad y en los seres vivos que habitan esas aguas.

IV. ENERGÍA SOLAR Y TERRESTRE.

Nota: El presente resumen de materia tratada en clases se ha confeccionado sobre la base del texto “Geografía Física” de Arthur & Alan Strahler. Ediciones Omega S.A. Barcelona, España. 1989.

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Energía: Capacidad de un sistema material para producir trabajo. Es la posibilidad de movimiento, a lo largo de determinada distancia, de una sustancia tangible, debido a una fuerza ejercida. La energía puede ser mecánica8, química, eléctrica, electromagnética o nuclear.

Energía solar: Energía que llega como radiación electromagnética procedente del sol, incluyendo en ella la energía almacenada en forma de calor en el aire, suelo, agua y energía química.

Energía electromagnética: Cualquier materia a temperatura mayor al cero absoluto (-273º C) despide energía electromagnética, proceso denominado radiación. La radiación se desplaza en forma de ondas con una gran amplitud de longitudes, pero a la misma velocidad (300.000 km/s). La energía electromagnética del sol impulsa procesos naturales que se producen constantemente en la superficie terrestre convirtiéndose en energía mecánica y calor sensible.

8 La energía mecánica está asociada al movimiento de la materia. Puede ser cinética o potencial. La energía cinética es la capacidad de movimiento de una masa para producir un trabajo. La energía potencial es la energía cinética que alcanzaría un objeto si se dejara caer bajo la influencia de la gravedad.

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El flujo de energía solar hacia la Tierra, más el flujo de energía terrestre desde hacia la atmósfera y el espacio exterior conforman un SISTEMA COMPLEJO. Donde hay transmisión, almacenaje y transporte de energía. (ocurriendo en gases, líquidos y sólidos de la Atmósfera, Litósfera e Hidrósfera).

Las entradas y salidas de radiación ocurren simultáneamente. Más en determinados lugares y momentos pueden haber más ganancias de energía que pérdidas y viceversa

Diagrama simplificado del sistema de radiación Sol-Tierra-Espacio.

reflexión

Tierra Soltransmisión (fusión de H)

Radiación de onda larga reflexión

Radiación de onda corta

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Excedente de energía: Circunstancia por la que por unidad de superficie se recibe más energía del exterior que la que se irradia hacia el exterior en un lugar y momento determinado.

Déficit de energía: Circunstancia en la cual la energía irradiada hacia el exterior supera a la energía aportada desde el exterior, por unidad de superficie y para un lugar y tiempo determinado.

La región ecuatorial, en general, recibe más energía (por radiación solar) que la que puede radiar directamente al espacio exterior. En cambio, las regiones polares pierden mucho más energía de la que obtienen por radiación solar.

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En el gráfico anterior se aprecia un exceso de energía entre los 40º N y 40º S de latitud, donde la energía recibida o absorbida por la superficie terrestre es mayor que la energía emitida por la superficie terrestre. En cambio, desde los 40º N y 40º S hacia los polos se observa un déficit energético, debido a que la energía emitida por la Tierra es mayor que la energía recibida o absorbida por la superficie terrestre.

El déficit polar es balanceado a través del exceso ecuatorial de energía neta, por medio de movimientos atmosféricos y oceánicos que actúan como mecanismos de transferencia de calor.

Notas al gráfico:1. Los puntos donde la energía recibida y la emitida son iguales, es decir en los 40º de latitud

N y S respectivamente son solo referenciales, ya que en estricto rigor dichos puntos están un poco desplazados a los 38º – 39º de latitud N y S.

2. Nótese la baja de energía recibida y emitida, en términos generales, a medida que las latitudes aumentan

Radiación electromagnética.

El sol es una estrella de tamaño y temperatura media en relación con otros soles de la vía láctea y el universo. La temperatura en su superficie es del orden de los 5.800º C.

El sol emite energía en todas las direcciones posibles y emite radiación electromagnética a la velocidad de la luz (300.000 km/s). Se emite radialmente hacia el exterior con movimiento rectilíneo.

La distancia del sol a la Tierra es del orden de los 150.000.000 Km. en promedio. En el afelio la Tierra está a 151.400.000 Km. del sol, en cambio en el perihelio estamos a 146.400.000 Km. de la misma. Lo que finalmente significa que la radiación solar tarda como promedio 8 minutos con 20 segundos para llegar a nuestro planeta.

Por fusión nuclear al interior del sol, se produce la conversión del Hidrógeno (H) a Helio (He). De hecho, 4 núcleos de H se fusionan para formar uno de He.

La masa del núcleo de H es de 1,00797 u.m.a. (unidad de masa atómica) (4 núcleos de H tienen 4,03188 u.m.a.). La masa de un núcleo de He tiene 4,0026 u.m.a. Finalmente la diferencia entre la masa de 4 núcleos de H y el núcleo resultante de He provocará que 0,02928 unidades de masa atómica se conviertan en energía.

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Radiación: Forma ondulatoria de energía irradiada por cualquier sustancia que posea calor.

Radiación de onda corta: Porción visible y ultravioleta del espectro electromagnético con longitudes de onda inferiores a 0,7 micras.

Radiación solar: La energía o radiación solar se reparte en el espectro electromagnético con porcentajes diferentes. En onda corta equivale casi al 50% de su total. (consideremos que el 9% de la energía solar son rayos X, gamma y ultravioleta lo que en el espectro alcanza a 0,4 micras), el 41% es radiación visible, que va desde los 0,4 a 0,7 micras, y el otro 50% es radiación infrarroja (entre 0,7 y 3000 micras), por lo que un 50% es radiación en onda corta. La otra mitad está en radiación de onda larga o infrarroja.

Radiación de onda larga: Radiación electromagnética que es superior a 0,7 micras. En el caso de la radiación emitida por la tierra la longitud de onda se encuentra principalmente entre 4 y 100 micras.

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Radiación terrestre: Radiación de onda larga emitida por la superficie terrestre (marítima o continental) y que se traspasa a las capas superiores de la atmósfera.

Rayos ultravioletas: Radiación electromagnética cuya longitud de onda está comprendida entre 0,05 y 0,4 micras.

Rayos infrarrojos: Porción de la radiación electromagnética cuya longitud de onda está comprendida entre 0,7 y 3000 micras.

Luz visible: Radiación electromagnética cuya longitud de onda está comprendida entre 0,4 y 0,7 micras.

Micra: Unidad de longitud de onda. Una micra (o micrón) equivale a 0,0001 centímetros.

Onda y espectro electromagnético.

Las ondas electromagnéticas difieren en longitud y frecuencia a lo largo del espectro electromagnético. En general, las ondas largas tienen baja frecuencia y las ondas cortas tienen alta frecuencia. A su vez, las ondas cortas tienen menor longitud y las ondas largas tienen mayor longitud.

Frecuencia Longitud OndaBaja L Larga

Muy Alta L Corta

El siguiente diagrama muestra el espectro electromagnético correspondiente al espectro de radiación solar y terrestre, donde se aprecian los rayos ultravioletas, visibles e infrarrojos.

0,05 0,4 0,7 4,0 100 3000

longitud de onda

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ultravioleta

Luz visible

infrarrojo

(en micras)

Del diagrama anterior se debe señalar que para comprender el fenómeno de la radiación solar y terrestre solo se ha considerado un fragmento del espectro electromagnético total, cuya medición (de longitud de onda) se hace en micras. Cada micra equivale a 0,0001 centímetros o a 10.000 Ángstrom.

No aparecen en el diagrama los extremos del espectro. Por ejemplo, a la izquierda del espectro están las longitudes de onda más cortas, medidas en Ángstrom (equivale a 0,000.000.01 centímetros), correspondiendo a los rayos Gamma y rayos X (duros y blandos)9. A su vez, a la derecha del espectro debiera estar las ondas más largas, aquellas formadas por microondas, ondas de radio o radar, cuya longitud de onda se mide en centímetros o metros.

El hecho de que ambos extremos no se visualicen en este diagrama se debe a que no influyen en el balance energético terrestre.

Espectro de radiación solar y terrestre.

Para el caso de la radiación solar, su punta o máxima intensidad de energía se registra en los 0,475 micras, correspondiente al espectro en luz visible. (recuerda que la luz visible va en el espectro electromagnético entre las 0,4 y 0,7 micras). Por lo mismo, aún cuando el 50% restante está en onda larga, se considera en la literatura climatológica a la radiación solar como de onda corta, ya que su mayor energía está en dicha longitud.

En cambio, la radiación terrestre, tiene su punta a las 10 micras, lo que corresponde obviamente al espectro infrarrojo.

En todo caso, huelga señalar que en el punto de máxima energía de la energía solar (en la longitud de las 0,475 micras) su valor (valor de la energía) llega aproximadamente a 4,8 Langley/minuto/micras, en cambio en el punto de mayor energía de la radiación terrestre (a las 10 micras del espectro) se alcanza 0,8 langley/minuto/micra. Por tanto, el peak de la energía solar, en el espectro electromagnético, es tremendamente superior a la energía emitida por el planeta10.

Constante solar.

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Constante solar: Intensidad de la radiación solar que incide sobre una determinada superficie dispuesta perpendicularmente (normalmente) a los rayos solares y en un punto situado en el exterior de la atmósfera terrestre. Equivale a 2 Ly/min (langleys por minuto) o lo que es igual, 2 gramo calorías por centímetro cuadrado por minuto.

Langley (Ly): Unidad de intensidad de la radiación solar equivalente a un gramo caloría por centímetro cuadrado.

9 En el texto de A & A Strahler aparece un espectro electromagnético amplio con los extremos del mismo, en el capítulo 4 sobre “El balance de radiación terrestre”.10 Situación solamente válida para cuerpos ideales, perfectos emisores de energía.

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La energía solar es enviada al espacio exterior a una tasa de producción interna relativamente constante. Por lo tanto, la energía recibida por unidad de superficie por un objeto dispuesto perpendicularmente (normalmente) a los rayos del sol será constante.

En la parte superior del límite de la atmósfera terrestre la tasa de radiación tiene un valor de 2 cal/cm²/min. Es decir, 2 Ly/min. Ese valor se denomina constante solar.

A nivel de la baja atmósfera, el valor es cercano a 1,95 Ly/min en una posición perpendicular a una superficie plana.

La energía total emitida por unidad de superficie aumenta con el incremento de su temperatura. 1 cm² de superficie solar a una temperatura de miles de grados Celsius emite mucho más energía que 1 cm² de superficie de un planeta que tiene una bajísima temperatura.

Una superficie fría emite una radiación a través de longitudes de onda larga. Una superficie caliente emite una radiación en longitudes de onda corta (visible o ultravioleta).

La energía del espectro solar se distribuye en un 9% en longitudes ultravioletas, 41% en luz visible y 50% en infrarroja.

La radiación terrestre tiene un máximo que solo alcanza a 1/5 parte de la del sol. El total de energía emitida por la Tierra por cm² es indudablemente menor que la misma unidad en la superficie solar.

Nota: En meteorología se dice que la totalidad del espectro solar se define como radiación de onda corta, pues su máxima intensidad está en la región visible. El espectro de radiación que escapa de la Tierra se refiere como radiación de onda larga.

Insolación.

Algunas definiciones útiles en esta parte de la materia son:

Insolación: Interceptación de energía solar (radiación de onda corta) por una superficie expuesta a ella.

Balance de radiación: Balance entre la energía solar entrante (radiación de onda corta) y la radiación de onda larga que se emite hacia el espacio exterior desde la Tierra.

La insolación es la recepción de la energía solar de onda corta por una superficie expuesta a dicha energía.

La insolación en un lugar determinado de la superficie terrestre depende de:- ángulo de incidencia de los rayos solares en la superficie terrestre.- Tiempo de exposición a los rayos solares. (variando según la latitud y los cambios

estacionales en la trayectoria del sol).

Si los rayos inciden perpendicularmente (normalmente) sobre una superficie, la intensidad del sol será mayor, como ocurre al mediodía en latitudes intertropicales.

Si disminuye el ángulo (es decir, es menor de 90º), la misma cantidad de calor se extiende sobre un área mayor, pero habrá menor insolación.

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B A1 m²

1 m²

c

a

c

Del gráfico se desprende que la energía de los rayos “A” (suponiendo que los rayos llegan a la superficie terrestre de una forma parecida a un cuadrado de 1 m²) se concentran en un cuadrado “a”. Es decir, los rayos tocan la superficie terrestre en un ángulo de 90º o perpendicular, lo que provoca que la insolación y por ende, el calor, se concentre en un área menor.

En cambio, la misma energía, pero esta vez de un cuadrado “B”, con un área de 1 m², al caer en un ángulo menor a 90º a la superficie terrestre se va a extender ya no en un cuadrado, sino en un rectángulo de lados “b” y “c”. Es decir, el calor se extiende en un área mayor , disminuyendo la insolación.

Hagan la prueba con una linterna. Si ponen la luz hacia abajo, hacia el suelo, en un ángulo perpendicular, el haz de luz se concentrará en el suelo como un círculo, pero si desvían la luz, de manera de formar un haz que tenga un ángulo menor a 90º, verán como el haz tenderá a formar una figura más alargada en el suelo. Pues bien, imagínense ahora las relaciones de insolación y calor antes expuestas.

Por otra parte, como el eje terrestre no es perpendicular al plano de la eclíptica, sino inclinado en un ángulo de 23,5º, el punto subsolar oscila anualmente sobre una extensión latitudinal de 47º. Desde el trópico de Cáncer, a 23º30’ de latitud norte hasta el trópico de Capricornio, a 23º30’ de latitud sur.

4 3 2 1

3 4

12

90º N 4 2 1 66º30’ N 2 1

23º30’ N 1

0º 23º30’ S 66º30’ S 90º S

Donde: “1”, el sol cae perpendicularmente a los 23º 30’ de latitud sur (trópico de Capricornio). Es

decir, el 21 de diciembre. “2”, el sol cae perpendicularmente en los 0º de latitud, (el circulo del Ecuador). Es decir, el

21 de marzo. “3”, el sol cae perpendicularmente a los 23º 30’ de latitud norte (trópico de Cáncer). Es

decir, el 21 de junio. “4”, el sol cae perpendicularmente en los 0º de latitud (circulo ecuatorial). Es decir, el 21 de

septiembre.

En un mes, el sol hace un recorrido aparente de 8º de latitud, y en un año, un recorrido aparente siempre entre los trópicos, ya que hasta dichos círculos menores el sol es capaz de caer en un momento del año en un ángulo de 90º con la superficie terrestre. Fuera de las líneas de trópico, el sol siempre cae con ángulos menores a 90º.

Es decir, desde el momento en que los rayos del sol caen perpendiculares en el trópico de capricornio (21 diciembre) al momento en que los rayos caen perpendiculares en el círculo ecuatorial (21 de marzo) hay 3 meses y 23º 30’ de recorrido. Desde el 21 de marzo el sol va avanzando y cayendo perpendicularmente en alguna latitud del hemisferio norte hasta llegar a la latitud del trópico de cáncer (21 de junio), momento en el cual los rayos ahora llegan en 90º justamente a dicho trópico. Es decir, ya van 6 meses desde el solsticio de verano nuestro y 47º de recorrido aparente del sol. Luego el proceso se invierte y la declinación solar avanza hacia el sur hasta llegar nuevamente el 21 de diciembre a capricornio.

Según la declinación estacional, la radiación solar variará de acuerdo al siguiente esquema a lo largo de un año solar.

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Del gráfico anterior se desprende que en el círculo ecuatorial (0º de latitud), hay dos máximas de la radiación solar, correspondiente a los dos días del año en que los rayos solares caen perpendicularmente en dicho círculo mayor, o lo que es igual, donde la línea de la declinación solar intercepta a los 0º (es decir, los dos días de equinoccio). Más aún, dicha latitud tendrá dos mínimas, correspondiente a los días en que el sol se encuentra cayendo en 90º en las líneas de trópico (es decir, los días de solsticios).

En cambio, en latitudes localizadas fuera de las líneas de trópico, como en el caso de Santiago (que se localiza más o menos a los 33º de latitud sur), hay una máxima el 21 de diciembre y una mínima el 21 de junio. Recordemos que desde luego, aún siendo el 21 de diciembre el solsticio de verano para el hemisferio sur, es imposible que los rayos del sol caigan perpendiculares sobre Santiago, al estar en latitudes mayores al trópico de Capricornio. De hecho, ese día los rayos caerán con un ángulo cercano a los 80 grados sobre dicha ciudad, bajando considerablemente el día del solsticio de invierno.

Insolación: Rol de la atmósfera y la Tierra.

1. Pérdidas de insolación en la atmósfera.

Cuando la radiación solar penetra en la atmósfera terrestre su energía es absorbida o desviada.

En cuanto a la radiación de onda corta, a los 150 kilómetros de altitud, el espectro de radiación posee el 100% inicial. A 88 kilómetros de altitud hay absorción de los rayos X y parte de la radiación ultravioleta. A 40 kilómetros de altitud la radiación ultravioleta es absorbida (dentro de la capa de ozono). A menor altitud se produce la difusión (dispersamiento de la luz visible en todas las direcciones) o reflexión difusa. Parte va al espacio exterior y parte a la superficie terrestre.

El dióxido de carbono y el vapor de agua se encargan de la absorción directa de los rayos infrarrojos. El CO2 se mantiene relativamente constante en la atmósfera pero el vapor de agua si varía de un lugar a otro.

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De lo restante, es decir, de lo que realmente llega hasta la superficie del planeta, tanto en días despejados como nublados, el desglose de la insolación y la pérdida de la radiación solar, tiene los siguientes esquemas explicativos.

Pérdida de aporte de energía solar (en cielo nuboso).

reflexión de nubes va de un 30 a un 50%. No alcanza a calentar la superficie terrestre.

las nubes absorben entre un 5 a un 20%.

de un 10 a 45% alcanza la tierra sólida.

Superficie terrestre

Pérdida de aporte de energía solar (en cielo despejado).

Difusión y reflexión en la atmósfera (10%)

Absorción por vapor de agua y polvo (8%) y por ozono (2%)

Alcanza la superficie (80%)

Superficie terrestre

Por otra parte, la superficie terrestre (continentes y océanos) reflejan un porcentaje de radiación de onda corta, directamente a la atmósfera, llamado albedo.

Te has preguntado porque al ir a la nieve y estar despejado, terminas bronceando o quemando tu cara, pues por causa del albedo, ya que es muy superior en colores claros o matices blancos que en los oscuros o negros. De manera más coloquial, podemos decir que la energía solar tiende a ser reflectada o rechazada por el blanco y recepcionada por el negro. Por eso se aconseja en verano, en cielos despejados y gran calor, andar con colores claros.

Radiación de onda larga.

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La superficie terrestre (marítima y continental) poseen cierta cantidad de calor derivada de la absorción de la insolación. Forma de energía denominada calor sensible (calor medible mediante termómetro), calor que se pierde continuamente a través de radiación de onda larga hacia la cara atmosférica contigua. Proceso denominado radiación terrestre.

La intensidad de la energía de onda larga que abandona la tierra es muy pequeña comparada con la intensidad de energía de onda corta procedente del sol.

Parte de la radiación terrestre absorbida por la atmósfera es irradiada de nuevo hacia la superficie terrestre, llamado contra radiación, ayudando a preservar caídas bruscas de la temperatura durante la noche o invierno en latitudes medias y altas. Ello explica el efecto invernadero.

Aporte de onda larga.Emisión al espacio exterior (10-30%)

Nubes absorción atmosférica (70-90%)

Superficie terrestre.

El suelo y la superficie oceánica que posee calor procedente originalmente de la absorción de los rayos del sol, irradia constantemente esta energía hacia la atmósfera como radiación terrestre: Esta radiación es infrarroja y es superior a las 4 micras en el espectro electromagnético. Por tanto es una radiación en onda larga. Este tipo de radiación terrestre se manifiesta en el día y la noche, aún cuando en este último caso no se recibe directamente radiación solar.

La energía irradiada desde el suelo es fácilmente absorbida por la atmósfera debido a que consiste en su mayor parte en longitudes de onda larga de 4 a 30 micras. De hecho, la absorción de la radiación de onda larga por el vapor de agua y el dióxido de carbono presente en la atmósfera tiene lugar en su mayor parte para longitudes de onda entre 4 y 8 micras y de 12 a 20 micras. Por su parte, la radiación comprendida entre 8 y 12 micras pasa libremente a través de la atmósfera y se proyecta al espacio exterior.

Es decir, no toda la radiación terrestre escapa hacia el espacio y en ello consiste la importancia de en la atmósfera del vapor de agua, el polvo en suspensión y el dióxido de carbono, que actúa como una pantalla que devuelve calor a la Tierra ayudando a mantener las temperaturas superficiales impidiendo que desciendan excesivamente durante la noche. Es un efecto invernadero natural, sin el cual, en las noches, las temperaturas debieran descender hasta casi –150°C en latitudes altas.

Latitud y balance de radiación.

La inclinación del eje terrestre configura la redistribución de la insolación desde el ecuador hasta los polos.

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La radiación de onda corta recibida sobre la superficie terrestre es mayor en el ecuador y desiertos intertropicales, donde la nubosidad es menor, pero es considerablemente menor a medida que nos acercamos a los polos.

En general, la radiación de onda larga desde la Tierra tiene valores mayores en latitudes bajas (en grandes desiertos) donde las temperaturas prominentes y la cobertura nubosa parca favorece la salida de radiación de onda larga. En el círculo ecuatorial, donde la cobertura nubosa es mayor, la radiación de onda larga disminuye algo.

Radiación neta.

Es la diferencia entre la energía recibida y la evadida por radiación de onda corta y larga.

En algunos lugares la energía entrante es mayor que la liberada por lo que el balance de energía es positivo. Hay superávit energético.

En otros lugares, la cantidad de energía evadida es mayor que la aportada por lo que el balance es negativo. Hay déficit energético.

Algunas definiciones anexas a la materia de la unidad.

Conducción: Transmisión del calor sensible a través de la materia por transferencia de energía de un átomo o molécula a la siguiente en la dirección de la menor temperatura. Requiere de medio físico.

Convección: Movimiento de ascenso y descenso de calor que se da en fluidos.Efecto invernadero: Acumulación de calor en las capas más bajas de la atmósfera debido a la

absorción de radiación de onda larga procedente de la propia superficie terrestre.

Reflexión11 de las nubes: Reflexión de la radiación de onda corta procedente del sol en la superficie superior de las nubes devolviéndola de nuevo al espacio exterior.

Calor sensible: Energía cinética convertida en calor, por medio de conducción, convección o radiación.

Calor latente: Energía almacenada, que no se pierde.Reflexión: Cambio de dirección de las ondas luminosas o sonoras que inciden sobre una superficie reflectante.

V. LA ATMÓSFERA

La atmósfera es, en general, una capa gaseosa que rodea a un cuerpo celeste y lo sigue constantemente en todos sus movimientos.

11 El texto de A & A Strahler, menciona la palabra reflexión de energía de manera indistinta a refractación.

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Está unida a la Tierra por atracción gravitacional. Es una envoltura de aire que alcanza su máxima densidad12 al nivel del mar, disminuyendo en altura.

El 97% de la envoltura de aire está en los primeros 30 kilómetros desde la superficie terrestre. Sin embargo el límite superior de la atmósfera se encuentra a más de 10.000 kilómetros de la Tierra.

Desde la superficie terrestre hasta unos 80 kilómetros de altitud, la composición química es muy uniforme respecto a la proporción de gases que la constituyen. Esa capa se denomina HOMOSFERA y sobre ella está la HETEROSFERA, que no es uniforme y se dispone en capas esféricas de diferente composición. (va desde 80 km a 6.000 km de altitud).

Componente Símbolo Volumen % (aire seco)Nitrógeno N2 78.08Oxígeno O2 20.94

Vapor de agua H2O 4Argón Ar 0.93

Dióxido de carbono CO2 0.03Neón Ne 0.0018Helio He 0.0005

Ozono O3 0.00006Hidrógeno H 0.00005

Criptón Kr TrazasXenón Xe TrazasMetano Me Trazas

El aire que respiramos es parte de la Homósfera y está constituido por Nitrógeno (N) en un 78,08% del volumen, Oxígeno (O) en un 20,94%, Argón (Ar) en un 0,93% y Dióxido de carbono (CO2) en un 0,03%, más otros elementos en menor proporción.

El CO2 absorbe calor y permite que se caliente la atmósfera inferior por la radiación solar y terrestre. Además, las plantas utilizan el CO2 para su proceso de fotosíntesis.

Todos los componentes gaseosos de la Homosfera encuentran perfectamente difundidos unos entre otros, de manera que parece un único gas.

En la atmósfera también encontramos el vapor de agua e impurezas en forma de polvo. El vapor de agua es de gran importancia para la formación de nubes, pero también juega un papel fundamental en las variaciones de temperatura de un lugar a otro.

El polvo suspendido en la atmósfera favorece los procesos de condensación del vapor de agua antes que se transforme en gotas y luego en lluvia.

Subdivisiones de la Homosfera y la baja Heterosfera.

La atmósfera se divide en capas de acuerdo a la temperatura y las zonas de cambio térmico. En la homosfera se distinguen 3 zonas de temperatura, más una cuarta que se localiza en la parte inferior de la heterosfera.

12 Se entiende por densidad a la masa de una unidad de volumen, se mide en gramos por centímetros cuadrados.

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A nivel de la superficie terrestre la temperatura decrece rápidamente a medida que se incremente la altura a razón constante de 6,4 °C por kilómetro. Dicho descenso térmico se denomina Gradiente vertical de temperatura. Ella es aplicable solo a la Troposfera.

Sin embargo, el gradiente vertical de temperatura varía repentinamente a unos 12,5 a 15 kilómetros de altura, dando lugar a la capa llamada estratosfera. La temperatura se mantiene constante a medida que se incrementa la altura.

La altura de la tropopausa (que divide a la troposfera de la estratosfera) está a unos 10 kilómetros de altura en los polos y unos 17 kilómetros en el ecuador (sigue la forma elipsoidal de la Tierra, por la rotación y la gravedad terrestre). Por lo mismo, en la tropopausa, las temperaturas son menores en el ecuador que en los polos, ya que la gradiente vertical de temperatura alcanza altitudes mayores y por ende, menores temperaturas.

A medida que se asciende en la estratosfera se observa un lento ascenso de las temperaturas. A 50 kilómetros se encuentra la estratopausa, donde la temperatura llega a 77 °C sobre cero.

En la mesosfera se pasa radicalmente de los 77°C antes descritos a menos 100°C bajo cero. En cambio, en la termosfera, a mayor altura, más rápido es el ascenso de las temperaturas, llegando a más de 1650°C. Sin embargo, como la densidad del aire es muy pequeña (se está casi al vacío) es muy poco el calor que ahí se retiene.

La Troposfera y el hombre

Es sin dudas la capa más importante para el hombre y el medio ambiente. Es la capa más baja de la homosfera. Todos los fenómenos meteorológicos y climáticos que afectan materialmente al hombre tienen lugar al interior de la troposfera.

Es ahí donde está el aire puro y el vapor de agua, pero contiene además partículas de polvo en suspensión, que de hecho puede contribuir a brindar partículas a las nubes y formar el smog.

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En cambio, en la estratosfera no hay vapor de agua y polvo atmosférico, son muy raras las tormentas que puedan formarse en ella, pero si se caracteriza por los grandes vientos que en ella se producen.

Es la capa que se extiende desde la superficie terrestre hasta los 18 Km de altura en el ecuador, hasta los 13 Km en latitudes medias y a 8 Km sobre los polos. Es la capa donde se forman las nubes y procesos atmosféricos (Frentes, nubes, etc.). La temperatura del aire disminuye con la altura.

Estratósfera: Se extiende aproximadamente hasta los 50 Km de altura. La temperatura comienza a aumentar con la altura, fenómeno que se le atribuye a la presencia del ozono (oxígeno cuya molécula está compuesta de tres átomos). La concentración de este gas es máxima entre los 20 y 25 Km de altitud. Tanto la formación como la destrucción del ozono, se hace por reacciones fotoquímicas. La gran absorción de rayos ultravioletas que tiene lugar, explica la elevación considerable de la temperatura en estas capas.

Mesósfera: Es una capa en que la temperatura vuelve a disminuir con la altura, y se extiende hasta los 80Km, altitud a la que se observa un nuevo cambio en la forma de variar la temperatura con la altura. La densidad del aire en la mesosfera es mínima, pues allí la presión varía entre 1 mb y 0.01 mb. A pesar de su extensión, esta capa contiene solamente alrededor del 1% de la masa total de la atmósfera.

Termósfera: En una capa en que la temperatura aumenta nuevamente con la altura. La influencia de partículas electrizadas juega un papel predominante, dando lugar a la presencia de capas ionizadas (capas de Heaviside), que tienen la propiedad de reflejar las ondas radio-eléctricas. Gracias a este fenómeno, ciertas estaciones emisoras `pueden ser recibidas en lugares donde, por causa de la curvatura de la Tierra, no serían directamente perceptibles.

Exósfera: Por encima de los 800 Km se alcanza la exosfera, que constituye la zona de transición entre nuestra atmósfera y el espacio interplanetario. En esta zona se encuentra el cinturón de radiación que descubrió Van Allen, cuya importancia es evidente en el estudio de los viajes por el espacio cósmico.

Atmósfera exterior

Ionosfera: es importante en el desarrollo de las comunicaciones por radio. Se localiza entre unos 80 a 400 kilómetros de altitud coincidiendo con la parte baja de la heterosfera. Ahí se desarrolla la ionización, en donde las moléculas de N y O absorben rayos gamma y rayos X de alta energía procedente del espectro de radiación solar. En la absorción cada molécula o átomo cede un electrón convirtiéndolo en un ión cargado positivamente. Los electrones originan una corriente eléctrica que se mueve en la ionosfera. Ahí se reflejan las ondas de radio y los devuelve a la Tierra.

Capa de ozono: se extiende entre unos 20 a 50 kilómetros de altitud. Consiste en una concentración de moléculas de oxigeno denominado ozono (O3) donde se combinan tres átomos de O en vez de dos (como es lo normal). Esto se produce por la acción de los rayos ultravioletas sobre los átomos ordinarios del O, más el papel jugado por la fotosíntesis de los vegetales, que libera átomos de O al aire. El ozono es un escudo que protege la troposfera y la Tierra de la mayor parte de los rayos ultravioleta provenientes del espectro de la radiación solar. Dichos rayos, en toda su intensidad, destruyen bacterias y queman los tejidos animales. Por otra parte, las altas temperaturas registradas en la mesosfera se originan debido a la absorción de los rayos ultravioleta en la parte superior de la capa de ozono.

Magnetosfera: La Tierra es una barra imantada. El magnetismo se genera en el interior del núcleo metálico de la Tierra, que es una masa esférica de diámetro igual a la mitad de la Tierra. El eje

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magnético terrestre se encuentra inclinado varios grados respecto al eje geográfico, es decir, no coincide con los polos geográficos. Las líneas de fuerza magnética se extienden hacia la atmósfera y el espacio exterior constituyendo los denominados campos magnéticos. El límite efectivo del campo magnético terrestre está entre 64.000 a 130.000 kilómetros de altitud. Dicha región se denomina magnetosfera, que es un anillo de forma alargada que rodea a la atmósfera y la Tierra. Su forma no es regular debido a la acción del denominado viento solar que es un flujo continuo de electrones y protones emitidos por el astro rey. La presión del viento solar actúa sobre la magnetosfera acercándola hacia la Tierra por el lado más cercano al sol (64.000 kilómetros) intensificando el campo magnético. La magnetosfera protege la atmósfera de la influencia de la radiación iónica (elementos como el uranio) que al llegar a la magnetosfera son retenidos por las líneas de fuerza conocidos como cinturones de Van Allen, donde las partículas chocan y escapan hacia la cola de la magnetosfera (cara opuesta de la Tierra al sol).

VI. COMPLEMENTO A LA MATERIA.

Artículo primero.

EL AGUJERO EN LA CAPA DE OZONO

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(extraído de manera íntegra de los apuntes sobre educación en climatología de la Dirección Meteorológica Nacional, cuya página en internet es www.meteochile.cl y que se recomienda ver periódicamente, en especial lo relativo a los informes de tiempo, imágenes satelitales, temperaturas y precipitaciones en las diferentes ciudades de Chile).

EL OZONO

Es uno de los componentes naturales de la atmósfera, con una concentración muy baja, por lo cual se le considera dentro de los gases en traza. El nitrógeno y el oxígeno constituyen cerca del 99% de la atmósfera y el anhídrido carbónico cerca del 0.3%, quedando el 0.7% restante para el vapor de agua y los demás gases en traza, dentro de los cuales está el ozono. De cada diez millones de moléculas de aire, solamente 3 son de ozono y si todo el ozono atmosférico fuera llevado a la superficie de la Tierra, ocuparía una capa de tan solo 3 milímetros.

A pesar de esta escasa proporción, tiene una gran importancia en la atmósfera, porque absorbe la nociva radiación solar ultravioleta, protegiendo a los seres humanos y a todos los animales y plantas.

Es una forma de oxígeno constituido por 3 átomos (O3) en cada molécula, en lugar de las 2 que tienen las moléculas normales de oxígeno molecular (O2).

FORMACION DEL OZONO

Se forma en la estratósfera (10 a 50 kilómetros de altura) por la acción de la radiación solar que a través de la fotolisis separa las moléculas de O2 formando oxígeno atómico (O), éste a su vez se combina con el oxígeno molecular O2 produciendo el ozono como se muestra en la Figura anterior. Tres moléculas de oxígeno molecular se transforman a través de la radiación ultravioleta en 2 moléculas de ozono.

La mayor cantidad de ozono se produce en la estratosfera ecuatorial, donde la radiación solar es más intensa y desde aquí es transportado por los movimientos de aire hacia el resto de la atmósfera.

LA CAPA DE OZONO Y EL OZONO ESTRATOSFERICO

En la Estratósfera está contenido el 90% de todo el ozono existente en la atmósfera y dentro de ella, la mayor concentración se encuentra entre los 19 y los 23 km de altura, es decir en su parte inferior. Por eso a esta capa se le denomina Capa de Ozono. Este ozono contenido en la estratosfera, se le conoce como ozono estratosférico. Mientras mayor es su concentración, mejor cumple la función de filtrar la radiación ultravioleta

OZONO TROPOSFERICO O SUPERFICIAL

Es el que está en las primeras capas de la atmósfera, en contacto con la superficie y por lo tanto forma parte del aire que respiramos. Tiene efectos nocivos para la salud y el ambiente, por lo que se le considera un gas tóxico. Concentraciones altas afectan las vías respiratorias, irritan la visión, disminuyen la capacidad física y pulmonar, además aumenta la oxidación dañando el tejido vivo de animales y plantas.

En la superficie se forma por la reacción de compuestos nitrogenados y orgánicos volátiles provenientes de la quema de combustibles fósiles de uso diario (bencina, gas natural) con alta intensidad de radiación solar. Por este motivo, las máximas concentraciones de ozono superficial se presentan en las tardes de verano.

UNIDADES DE MEDICION DEL OZONO

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El ozono total se define como la cantidad de ozono contenido en una columna vertical con una base de 1 cm2 a la temperatura y presión normal. Se mide por la presión que ejerce el gas en cada punto de esta columna, valores que son integrados a través de toda ella, obteniéndose finalmente una unidad denominada miliatmósferas por centímetro (matm.cm) también conocida como Unidad Dobson (UD) en memoria de Mr. G.M.B. Dobson, científico inglés que perfeccionó un instrumento para la medición rutinaria del ozono, el espectrofotómetro.

DESTRUCCION DE LA CAPA DE OZONO

La cantidad de ozono en la estratosfera comenzó a disminuir desde hace unas 6 décadas por la introducción en la atmósfera de gases creados por el hombre con fines industriales, con alto contenido de cloro y bromo, empleados como propulsores de aerosol, refrigeración, elementos de limpieza de equipos electrónicos, extintores de incendios, espumas plásticas, etc. Estos gases son conocidos como freones (Clorofluorocarbonos, CFCs.) y halones.

El resultado de esta destrucción del ozono y consiguiente adelgazamiento de la capa de ozono, es un aumento en la intensidad de la dañina radiación solar ultravioleta que alcanza la tierra, que tiene adversos efectos sobre el hombre, animales y plantas.

EL PROCESO DE LA DESTRUCCION DEL OZONO

Los movimientos convectivos del aire llevan los CFCs y halones introducidos en la atmósfera superficial, hasta la estratósfera. Allí, fotones de alta energía liberan átomos de cloro y bromo (Cl y Br), los cuales transforman catalíticamente una molécula de ozono (O3) en un átomo de oxígeno (O) y una molécula de oxígeno biatómico (O2). El átomo de Cl reacciona con el átomo de O, formando ClO, el cual tiene una corta vida. Pronto reacciona con otro átomo libre de O, formando O2 y dejando libre el átomo de Cl, el cual queda listo para descomponer otra molécula de O3. Es decir un mismo átomo de Cl o Br puede desintegrar hasta 100.000 moléculas de ozono.

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Radiación UV

CFC13

CFC12

+

Radical Cloroozono

Molécula de Oxígeno

Monóxido de Cloro

Radical Cloro Libre

átomo de Cloro átomo de Carbono átomo de Oxígeno

Estos procesos químicos se asocian a condiciones meteorológicas para definir un ciclo anual de espesor de la capa de ozono, donde se observa que la máxima destrucción se produce en altas latitudes de la estratosfera del Hemisferio sur entre los meses de Agosto y Octubre.

Por motivos astronómicos y físicos, en el invierno en la estratósfera antártica se alcanzan temperaturas mucho más bajas que en el invierno sobre el ártico. En la Antártida, fácilmente se alcanzan temperaturas inferiores a -78ºC, condiciones que facilitan la formación de Nubes Estratósféricas Polares (NEPs), que son capaces de absorber y contener muchas moléculas de Cloro y Bromo. Además la zona de más bajas temperaturas es rodeada por una corriente de vientos muy intensos. Esta zona de bajas temperaturas rodeada de intensos vientos se conoce como Vórtice Polar. Estos vientos impiden un mezclamiento entre el aire menos frío y más rico en ozono de latitudes menores con el aire más frío del interior del vórtice, haciendo que la temperatura disminuya más y permitiendo una mayor formación de NEPs.

Con los primeros rayos solares que alcanzan al sur del Círculo Polar desde comienzos de primavera (Equinoccio de primavera) comienza la disipación de las NEPs y las moléculas de Cl y Br contenidas en ellas son liberadas, intensificándose la destrucción del ozono en especial al interior del vórtice. Progresivamente la temperatura comienza a aumentar, las NEPs a desaparecer y los vientos a disminuir, hasta que masas de aire más cálidas y ricas en ozono pueden penetrar al interior del vórtice disipando el agujero, lo que ocurre típicamente entre Octubre y Diciembre.

Casi nunca el agujero de ozono presenta una forma circular, siendo muy común formas ovaladas donde sobresalen elongaciones, que algunas veces han alcanzado el extremo sur del continente, precisamente la Tierra del Fuego, como ocurrió el día 6 de Octubre del año 2003. Esta situación se muestra en la Figura siguiente, fotografía del sistema satelital TOVS de la NOAA, donde el borde del agujero está representado por la parte interior del color azul, que corresponde a los 220 matm.cm y que alcanza a cubrir la Tierra del Fuego.

CONSECUENCIAS DEL AUMENTO DE LA RADIACION ULTRAVIOLETA

La introducción en la atmósfera de compuestos de Cloro y Bromo ha hecho que la cantidad actual total de Ozono estratosférico en el planeta sea alrededor de un 4 a 5% inferior a la que existía 40 años atrás, estimándose hasta en un 35% la pérdida en la primavera antártica durante el mismo período. Esta disminución del ozono total, ha traído como consecuencia un aumento aproximado a un 8% en la intensidad de la radiación UV sobre la superficie.

La vida útil de estos gases “ozonicidas” llega en algunos casos a 400 años, por lo que a pesar de las regulaciones internacionales establecidas para eliminar su uso, se estima que la atmósfera no recuperará sus niveles originales de ozono antes de fines del presente siglo, por lo que los efectos de su disminución se mantendrán durante las próximas décadas.

Entre las consecuencias del aumento de la radiación ultravioleta en la superficie, se mencionan las siguientes:

Envejecimiento de la piel y lesiones cutáneas que pueden transformarse en cáncer; Trastornos oculares, como fotofobia, conjuntivitis y cataratas; Daño en el sistema inmunológico que puede llegar a anularse para ciertos tumores e infecciones bacteriales y fungosas, tuberculosis y lepra; Aumento del sarampión, varicela y herpes; Daños al ADN, matando células o transformándolas en cancerígenas; Disminución de la capacidad fotosintética de las plantas, con reducción del contenido nutritivo y del crecimiento; Disminución del fitoplancton y zooplancton, base de la cadena alimenticia marina, con lo que disminuye la productividad pesquera; Intensificación del

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calentamiento global, debido a que los CFCs también son gases de invernadero y al aumento de la intensidad de la radiación solar en superficie; Aumento del smog fotoquímico que constituye el ozono troposférico, aumentando la contaminación atmosférica; Degradación de polímeros usados en edificios, pinturas y envases a la intemperie.

Artículo Segundo.

Definición e historia de la climatología histórica

La climatología histórica es la especialidad paleoclimática que obtiene la información para sus interpretaciones climáticas exclusivamente de fuentes documentales históricas. Ello comporta la búsqueda en los patrimonios documentales conservados de aquellas fuentes y series documentales que contengan unos niveles óptimos tanto en cantidad como en calidad de información climática contenida.

Suele plantearse como la primera gran dificultad en la investigación en climatología histórica el hecho de que en gran número de documentos manuscritos conservados puede existir algún tipo de información meteorológica o climática. Esta peculiaridad exige que de forma previa a la recopilación de datos se planteen una serie de criterios de selección de fuentes a consultar. Por razones obvias, la selección de las fuentes documentales debe encaminarse hacia la identificación de aquellas fuentes de mayor fiabilidad y que ofrezcan las mayores posibilidades de contener información potencialmente útil para los análisis climáticos. La selección y tratamiento de la información hasta obtener datos numéricos de carácter climático es una de las fases más peculiares de la investigación, al pasar de informaciones cualitativas a datos numéricos. Su análisis posterior, tratamiento estadístico y representación gráfica apenas difiere de los trabajos realizados en climatología basada en fuentes instrumentales.

Un primer interés científico por la información climática contenida en la documentación histórica aparece ya durante la Ilustración, motor de innumerables iniciativas científicas y técnicas. Por ejemplo, el esfuerzo de las autoridades españolas por recabar noticias y datos sobre las condiciones climáticas anuales y su incidencia en las producción agraria, coordinado por Campomanes a partir del año 1784 y que se prolongó durante 15 años (García de Pedraza y Giménez de la Cuadra, 1985). Durante el siglo XIX, ya se experimentaron realizaciones concretas de notable interés. Dentro de las corrientes de pensamiento positivista, se emprendieron dos líneas de actuación: por un lado, se realizaron transcipciones y ediciones de grandes repertorios de documentación a escala estatal, con lo que ello representaba de facilidad y comodidad de acceso a la información contenida en documentos históricos. Por otro lado, se iniciaron ya recopilaciones de determinados episodios meteorológicos extremos en países del norte de Europa. La irrupción del determinismo entre los siglos XIX y XX en Geografía e Historia no interrumpió las primeras iniciativas recopiladoras, pero aplicó planteamientos ciertamente arriesgados. Considerando el entonces todavía limitado conjunto de datos disponibles en climatología histórica, se hizo un uso poco riguroso de los primeros resultados de la investigación. Los autores deterministas emplearon el clima como elemento explicativo de casi todos los hechos históricos ocurridos en los últimos siglos. El efecto en la comunidad científica fue claramente contraproducente. Se generó un amplio rechazo que indirectamente dejaría la climatología histórica apartada de la investigación y la Universidad durante más de 50 años.

La segunda mitad del siglo XX ha experimentado el impulso definitivo a la especialidad. La corriente de pensamiento neopositivista, con la introducción de métodos y técnicas de análisis eminentemente cuantitativos, dio a la climatología histórica las herramientas con que poder explotar la información ambiental contenida en los archivos históricos sin las servidumbres de un análisis histórico forzado, sino simplemente desarrollando una historia del clima: la caracterización de la variabilidad natural del clima a escala histórica. Son numerosos ya los ejemplos de iniciativas e investigaciones desarrolladas en esta línea desde los años 60. Serían destacables entre ellas las

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propuestas metodológicas de selección rigurosa de las fuentes documentales (Alexandre, 1977, 1987) y los criterios para establecer series de datos para su posterior análisis e interpretación (Le Roy, 1967).

A comienzos del siglo XX, el climatólogo y botánico alemán Wladimir Köppen (1846 – 1940) le dio una nueva estructura a la ciencia de la climatología, cuando presentó una clasificación por zonas climáticas del mundo basándose en los diversos tipos de vegetación que en ellas se encuentran. Esta descripción empírica del clima ha sido mejorada continuamente y aunque ha sido fuertemente criticada, sigue siendo hasta hoy uno de los métodos más conocidos de clasificación del clima.

Pero el mayor reto con el que se enfrentaron los primeros científicos que estudiaron el tema de la climatología fue obtener datos de la propia atmósfera, datos de los principales parámetros climáticos. Gracias al desarrollo de los globos sonda, esto comenzó a ser posible, aunque tenían elinconveniente de que no se podía disponer de los datos en tiempo real.

Posteriormente, con el uso de la radiotelegrafía se solucionó ese problema, permitiendo una fineza y flexibilidad mucho mayores en los experimentos. Además, el desarrollo de la aviación permitió el registro de datos mucho más precisos y de forma directa. En la actualidad, el uso de radio-sondas y estaciones meteorológicas locales es fundamental, pero se cuenta también con los satélites y radares meteorológicos que aportan importantes datos para el estudio de estos fenómenos.

Meteorología

La meteorología, como ciencia es relativamente joven si se la compara con las matemáticas y la astronomía, pero como parte de los intereses humanos se remonta a tiempos inmemoriales. Probablemente nunca se sabrá cuándo la humanidad empezó a formular reglas para predecir el tiempo. La forma de vida prehistórica, recolectora, cazadora, dependía de los caprichos del tiempo, es así como la gente fue desarrollando poco a poco una sensibilidad casi intuitiva para las condiciones atmosféricas. Nosotros, los hombres modernos, a quienes nuestro ambiente urbano nos separa de la naturaleza hemos perdido mucha de esa "intuición".

La antigua sabiduría sobre cuestiones de la naturaleza y concerniente a la regularidad de los ciclos celestes, base de los primeros calendarios, incluía los cambios cíclicos en la Tierra y llegó a correlacionarse con el estudio de los fenómenos naturales. Por ejemplo, en Mesopotamia el ciclo estacional estaba definido por observaciones astronómicas y meteorológicas. De igual forma, en Egipto, donde la prosperidad material ha dependido siempre de las crecidas y bajadas del Nilo, la aparición periódica de estrellas en determinadas constelaciones, como el nacimiento de Sirio, la Canícula, indicaba las fases cíclicas de inundación y sequía. En Egipto se hizo uno de los primeros y más famosos pronósticos a largo plazo cuando según el libro del Génesis, José interpretó un sueño del faraón como la llegada de siete años de hambre que serían seguidos por siete años de prosperidad: una profecía que muy bien podría haberse basado en el ciclo de 14 años descubierto por los sacerdotes-astrónomos egipcios para las crecidas del Nilo.

Pero el conocimiento de las fluctuaciones del tiempo más a corto plazo, así como periodos extemporáneos de frío, calor, lluvia o sequía se hizo necesario. Uno de los primeros avances de la meteorología fue comprender que ciertos tipos de tiempo solían seguir a la aparición de determinados fenómenos. Este primer "indicio" de meteorología parece haberse desarrollado de manera independiente en diversas partes del mundo antiguo: los valles del Eúfrates y el Tigris, el valle del Nilo, del Indo, del río Amarillo y en las costas Mediterráneas. De esta forma, del conjunto de presagios, proverbios y dichos populares se fueron extrayendo gradualmente una serie de signos que se consideraban indicativos de acontecimientos futuros: algunos basados en la mitología y superstición, otros resumían conceptos sobre el clima fundamentado en cuidadosas observaciones del fenómeno natural (aspecto del cielo, vientos, acontecimientos como la migración de aves o la foliación de los árboles, entre otros). Los poemas épicos y los textos filosóficos de las civilizaciones antiguas son ricos en dichos populares acerca del tiempo. Los poemas épicos babilónicos datados en el 2000 a de C. contienen explicaciones gráficas de la creación y el diluvio,

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que evocan el poder de los dioses sobre los fenómenos atmosféricos. La epopeya del Gigalmesh incluye referencias a una violenta tormenta y descripciones de vientos huracanados, lluvia torrencial y las desastrosas inundaciones fechadas unos 1000 años antes que la versión bíblica.

Muchos siglos antes de la era cristiana, los babilonios, guardaban sus documentos en forma de tablilla de arcilla. Los astrólogos babilonios y caldeos eran los encargados de predecir fenómenos terrestres y astronómicos. Sus pronósticos se basaban en observaciones del movimiento planetario, fenómenos ópticos y aspecto del cielo, entre otros. Utilizaban en particular los halos lunar y solar e incluso distinguían dos tipos diferentes, el pequeño de 22 grados (tarbasu) y el mayor de 46 grados (supuru).

Hace más de 3000 años los chinos, asentados a lo largo de las fértiles márgenes del río Amarillo, eran capaces de vaticinar la llegada de las estaciones mediante las estrellas. Hacia el siglo III a. de C. habían establecido un calendario agrícola o ciclo meteorológico basado en los acontecimientos fenológicos y meteorológicos, dividiendo el año en 24 "festividades".

En general los pueblos antiguos consideraban los fenómenos naturales como manifestaciones del poder divino. Los sacerdotes rezaban ritos para obtener la benevolencia de los dioses y en épocas de malas cosechas y hambre, se les ofrecían sacrificios para aplacar su cólera. Entre las entidades divinas que se creían controlaban el mundo físico se encontraban: los dioses védicos de los indios, el Morduk de los babilonios, Osiris de los egipcios, el Yavé de los hebreos y muchas de las deidades del Olimpo, como Zeus y Poseidón. Cualquier intento de explicar los fenómenos atmosféricos por causas naturales estaba condenado y provocaba enfrentamientos entre la religión y la ciencia, que continuaron durante muchos siglos.

En el momento del surgimiento de la antigua civilización griega, el conocimiento del tiempo era una curiosa mezcla de mitología y astrología junto con una considerable dosis de conocimiento empírico basado en observaciones correctas de los fenómenos naturales. Sus primeros poemas, como La Odisea y La Iliada, que datan del siglo IX a. de C. todavía evidenciaban residuos de la actitud primitiva - Zeus estaría a cargo del aire y Poseidón del mar -, pero gradualmente se empezó a abordar el tema de forma más racional, primando la observación práctica.

En tiempos de Aristóteles, cuya vida transcurrió entre 348 y 322 a. de C. ya había arraigado con fuerza una aproximación científica a la meteorología. En su tratado Meteorológica se discutían objetivamente la mayoría de los elementos meteorológicos. Sin embargo, en aquel entonces igual que hoy, la gente estaba más interesada en conocer el tiempo que iba a hacer, que en entender el cómo y el por qué.

El interés por la meteorología continuó con los romanos, quienes se encargaron de compilar enciclopedias de ciencias naturales. Entre ellas, las más conocidas son la Historia Naturalis, de Plinio (recopilación de unos dos mil trabajos de autores griegos y romanos) y el Tetrabiblos, de Tolomeo (provisto de un resumen de los signos meteorológicos que se convirtió en la autoridad básica para la predicción del tiempo en la Edad Media).

Astrometeorología:

La decadencia y caída del Imperio Romano después del año 400 no ofrecía un clima propicio para el conocimiento. Aunque el estudio de la meteorología en Europa nunca cesó del todo, durante los primeros siglos de la era cristiana no apareció ninguna idea nueva. Hasta después de la muerte de Mahoma (632 d.de C.), el conocimiento grecorromano, persa e indio se recopiló, fusionó y enriqueció gracias al trabajo de filósofos y científicos musulmanes, los cuales hicieron del Islam el centro de la civilización entre los siglos VIII y IX. El enfoque que los árabes le dieron a la meteorología, basado en observaciones astronómicas, fomentó la creencia tradicional de que el tiempo podía predecirse mediante el estudio del movimiento de los cuerpos celestes. Al margen de algunas ideas disidentes propuestas por individuos como Roger Bacon (1214-1294), que defendía el enfoque experimental de la ciencia basado en observaciones reales del fenómeno natural,

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prevalecía la teoría aristotélica. Los eruditos medievales la consideraban verdad indiscutible, completa e infalible: llegó a incorporarse en la doctrina de la Iglesia romana. Esto originó un absoluto bloqueo a todo progreso posterior en meteorología. Los libros que pretendían predecir el destino del hombre, del tiempo y otros asuntos mediante el movimiento de las estrellas y los planetas fueron recibidos con gran entusiasmo, considerándolos prometedores. Una de las primeras profecías fue "La carta de Toledo" de 1185. Un astrónomo llamado Johannes de Toledo predijo en septiembre del siguiente año que todos los planetas estarían en conjunción, lo que además de originar un viento traicionero que destruiría casi todos los edificios, traería también hambre y muchos desastres. Sus coetáneos estaban tan asustados que tomaron todo tipo de precauciones e incluso construyeron habitáculos subterráneos para protegerse. La predicción resultó ser completamente falsa, sin embargo los dos siglos siguientes se publicaron e hicieron otras "cartas toledanas" con presagios y calamidades similares.

En la Edad Media existía un gran interés por la astrometeorología. Johannes Kepler, Tycho Brahe y otras figuras de la historia de la astrología publicaron predicciones meteorológicas. Sin embargo no todos los eruditos medievales estaban convencidos de la validez de los pronósticos del tiempo basados en la astrología. Nicole Oresme (1323-1382) tenía poco respeto por sus contemporáneos astrometeorólogos y creía que el pronóstico del tiempo llegaría a ser posible sólo cuando se hubieran descubierto sus reglas exactas (aún hoy no existen tales reglas exactas).

Durante el periodo comprendido entre los siglos XIII y XVII puede comprobarse una modificación gradual de las anotaciones que hacían estos astrometeorólogos, haciéndose menos frecuentes las observaciones astrológicas y más contínuas y metódicas las observaciones meteorológicas. El principal corpus de meteorología medieval lo constituye la obra del meteorólogo inglés, William Merle, quien tiene en su haber la distinción de ser el autor del primer registro meteorológico sistemático conocido (desde enero de 1337 a enero de 1344). Escribió además un amplio tratado sobre la predicción del tiempo utilizando una serie de fuentes, yendo desde Aristóteles, Virgilio, Plinio y Tolomeo hasta la antigua ciencia popular inglesa sobre el tiempo.

Después del auge de la industria de la imprenta durante la primera mitad del siglo XV se pusieron de moda panfletos conocidos como "prognostica", la mayoría de ellos escritos en latín y provistos de una predicción del tiempo para el año preparada según las reglas de la astrología. En el siglo XVI alrededor de 600 pronosticadores diferentes dieron a conocer 3000 publicaciones. Una emisión de este tipo, fue el pronóstico hecho por Justus Stöjjer en 1499 para el mes de febrero de 1524. Aseguraba lluvias anormalmente copiosas para ese mes. Tales vaticinios causaron consternación general. Muchas personas buscaron refugio en lo alto de las colinas y como era de esperarse llegado el día del acontecimiento fatal nada ocurrió. También aparecieron trabajos de carácter más general que contenían reglas para predecir el tiempo, supuestamente aplicables a cualquier momento. El más famoso compendio fue Die Bauern-Praktik publicado en Alemania en 1508 y posteriormente traducido a los principales idiomas de Europa, denominándose la versión inglesa The Husbandman's practice (El trabajo del agricultor).

En los siglos XVIII y XIX se hicieron muy populares los almanaques de bolsillo encuadernados en rústica. El método adoptado para escribir estos pronósticos era el de evitar las afirmaciones tajantes en especial en lo que se refiere al momento y el lugar de los fenómenos, dejando hacer el resto al comportamiento siempre variable del tiempo atmosférico de las latitudes templadas. En América, Benjamín Franklin escribía y publicaba El almanaque del pobre Richard, donde vaticinó el tiempo durante 25 años desde 1732. Vendió 10.000 copias anuales. En alguna ocasión un profeta del tiempo que se haya aventurado a hacer una predicción en un almanaque haya dado casualmente en el blanco. El ejemplo clásico es el pronóstico de Patrick Murphy para el 20 de enero de 1838. En su Almanaque del tiempo para ese año, publicado en Londres, anotó "los grados más bajos de la temperatura invernal". Asombrosamente ese día no sólo fue el día más frío del año, sino que se lo calificó como el día más frío del siglo en Londres. En Doncaster el río Don se congeló.

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Desde tiempos remotos se ha creído que la Luna ejercía un control sobre el comportamiento de la atmósfera. En Francia Jean Baptiste Lamarck publicó su Anuario Meteorológico desde 1800 a 1811 basándose en datos lunares; en Alemania Rudolf Falb fue conocido como el profeta lunar. Sus datos se incluían en el Daily Mail y eran recibidos con vehemencia por el público, aunque duramente criticados por los meteorólogos oficiales contemporáneos.

Hacia finales del siglo XIX los profetas astrológicos se aventuraron en especulaciones todavía más insólitas. Se decía que la atmósfera estaba a merced de fuerzas ejercidas por ciertos cuerpos celestes tales como una luna invisible que giraría alrededor de la Tierra, o una serie de anillos semejantes a los de Saturno o hasta un escurridizo planeta llamado Vulcano, dentro de la órbita de Mercurio.

Nacimiento de la meteorología científica:

La revolución científica, uno de cuyos precursores fue Leonardo Da Vinci, liberó a la ciencia de sus represiones medievales. Se inauguró en 1543 con la publicación de la teoría heliocéntrica del sistema solar de Nicolás Copérnico. Poco a poco comenzó a cuestionarse el concepto de la predicción del tiempo basada en el movimiento de los cuerpos celestes y se fue aceptando que el ciclo anual de las estaciones era controlado por el movimiento de la tierra alrededor del sol. Las observaciones meteorológicas instrumentales comenzaron en el siglo XVII cuando, en el año 1600, Galileo Galilei inventó el termómetro y su discípulo Evangelista Torricelli, hizo lo propio con el barómetro en 1643. Los nuevos instrumentos meteorológicos, que parecían un excelente medio para predecir el tiempo según los postulados del método científico defendidos en los años 1620 y 1630 por una nueva clase de filósofos (como Francis Bacon y René Descartes), despertaron extraordinario interés.

La gente se daba cuenta de que el valor de las observaciones meteorológicas se incrementaría bastante si fuese posible comparar resultados simultáneos realizados en distintas partes del mundo. Las primeras observaciones en equipo de las que hay registro se llevaron a cabo en París y Clermont, en Francia, así como en Estocolmo, en Suecia entre 1649 y 1651. El primer intento de establecer una red internacional de estaciones de observación meteorológica tuvo lugar en 1653 bajo el patrocinio del gran duque Fernando II de Toscana, fundador de la Academia del Cimento cuatro años después. Se construyeron instrumentos normalizados y se enviaron a observadores de Florencia, Pisa, Bolonia, Vallombrosa, Curtigliano, Milán y Parma; posteriormente llegarían a localidades tan alejadas de Italia como París, Varsovia e Insbruck. Se estableció un procedimiento uniforme para realizar las observaciones incluyendo la presión, la temperatura, la humedad, la dirección del viento y el estado del cielo. Los registros se enviaban a la Academia para ser comparados. Esta actividad cesó con el cierre de la Academia en 1667, pero sirvió de guía a los esfuerzos posteriores llevados a cabo en los siglos XVIII y XIX.

Antes de la introducción del mapa del tiempo, el barómetro era el instrumento decisivo en el pronóstico del tiempo. El primer pronóstico del que hay documentos basados en el comportamiento del barómetro lo realizó Otto von Guericke, de Magdeburg (Prusia), en 1660, quien predijo una gran tormenta a causa de una caída de presión rápida e intensa en su barómetro dos horas antes del fenómeno.

En 1723, James Jurin, secretario de la Royal Society de Londres, hizo pública una invitación para que se le enviasen anualmente a la Sociedad las observaciones meteorológicas. Acompañaban a esta solicitud instrucciones sobre el modo de realizar y registrar esas observaciones. Durante un tiempo la acogida fue gratificante; se recibieron respuestas desde Inglaterra y el continente, así como procedentes de Norteamérica y de la India. Estudiando estos registros, los científicos ingleses William Derham y Georges Hadley cayeron en la cuenta de que los cambios de presión no tenían lugar siempre en diferentes lugares a la vez. Posteriormente, el físico J. de Borda constató que los cambios de presión se propagaban con una dirección y velocidad íntimamente relacionadas a la velocidad del viento. Se daban así los primeros pasos hacia el reconocimiento del concepto de sistemas móviles de presión. A principios de 1730 una expedición dirigida por Vitus

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Bering estableció una red de estaciones en Siberia y, en 1759, Mikhail Lomonoscov propuso establecer otra red en Rusia.

El 21 de octubre de 1743 Benjamín Franklin quedó perplejo. Una tormenta afectó a Filadelfia y ocultó un eclipse lunar pronosticado para las nueve de la noche. Su hermano le había comentado que en la costa este de América, en Boston, 640 Km al nordeste, el eclipse se había visto bien y que la borrasca no había empezado sino hacia casi las 11 de la noche. Después de recoger el material de la información dada en los periódicos acerca del acontecimiento, llegó a la conclusión de que la tormenta, la lluvia y los vientos asociados con dirección nordeste se habían desplazado desde Georgia a Nueva Inglaterra, realizando por lo tanto el primer estudio sinóptico meteorológico en América.

Bajo la dirección del médico alemán Hermann Boerhaave, la profesión médica llegó a interesarse por la posibilidad de establecer una relación entre el tiempo y las enfermedades. En 1778 se fundó en Francia bajo el patrocinio de Luis XVI la Real Sociedad de Medicina para mantener correspondencia detallada y regular sobre asuntos médicos y meteorológicos con los doctores del reino. El meteorólogo francés Louis Cotte se comprometió activamente en la creación y mantenimiento de una red extensa de estaciones de observación para la Sociedad.

Antoine Lavoisier, impresionado por los experimentos realizados por Borda a principios de siglo con observaciones simultáneas, presionó para establecer una red de estaciones cubriendo toda Europa e incluso el planeta entero. Lavoisier pensaba que con esta información sería posible pronosticar el tiempo con uno o dos días de anticipación. Defendió también que un boletín publicado cada mañana sería de gran valor para la Sociedad. Sin embargo hubo que esperar el desarrollo de las comunicaciones que tuvo lugar más tarde (siglos XIX y XX) para que la transmisión de la información fuera rápida y los datos fueran analizados de manera significativa.

Durante el siglo XVIII, Mannheim, la capital del Palatinado del Rin, en Alemania, se convirtió en el centro de las artes y las ciencias bajo su elector Karl Theodor, quien en 1780 funda la Societas Meteorologica Palatina, con Johan Hemmer como director. Los corresponsales realizaban tres observaciones diarias y remitían a Mannheim para compararlos y publicarlos en el Ephemerides anual de la Sociedad. La red fue extendiéndose ampliamente, pasando de un núcleo de una docena de estaciones en 1781 a más de 50 observatorios durante el siguiente lustro. En sus publicaciones Mannheim utilizaba un sistema de símbolos cuyo origen se remontaba a los primeros proyectos de Pieter Van Musschenbroek y Johann Lambert y de los que aún hoy quedan vestigios en el código meteorológico sinóptico internacional. Además de las redes de estaciones en el siglo XVIII hubo un gran número de individuos que realizaban y registraban sus propias observaciones.

Meteorología náutica:

La ciencia del tiempo náutico, basada en el comportamiento del mar, los vientos y el estado del cielo ha sido transmitida por una serie innumerable de marineros desconocidos desde la primera utilización de velas en las embarcaciones de altura (2000 a. de C.) Puesto que estaban en juego las vidas humanas, constituye una rama del conocimiento empírico bastante fiable.

En Trabajos y Días, escrito por Hesíodo en el año 800 a. de C. se da información sobre el mejor momento para navegar, además de formular advertencias acerca de las crueles intervenciones de los dioses del tiempo. Más tarde, en los viajes más prolongados, se padecieron las diferencias geográficas de los vientos y el tiempo; los fenicios, los vikingos y los árabes, empezaron a reconocer y a sistematizar el conocimiento adquirido sobre los modelos meteorológicos a gran escala y los sistemas de vientos como el monzón y el océano Indico.

Durante los siglos XV y XVI la búsqueda de rutas marinas a la India y Catay por parte de los primeros exploradores como Cristóbal Colón, Vasco da Gama y Fernando de Magallanes, así como los largos viajes de descubrimiento realizados por navegantes como Edmon Halley y James Cook dieron como resultado un conocimiento mucho más amplio de la distribución geográfica del

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viento, de los modelos de circulación de las corrientes marinas y de las condiciones meteorológicas imperantes en la superficie de la Tierra. Edmond Halley asumió el mando del barco Paramour desde 1698 a 1700 durante un viaje especial al Atlántico Sur (primero con propósitos puramente científicos). Como los barómetros ordinarios no servían para el mar por el movimiento del barco, Halley llevó un barómetro marino, una combinación de termómetro de aire y alcohol, ideado por Robert Hooke. Este barómetro tenía inscripciones tales como "mucha lluvia", "variable", "muy seco", con determinadas alturas de la columna de mercurio, que después de todo sólo mostraban lo experimentado en Londres y que era poco fiable en otras partes del mundo. Los marinos no confiaron en este instrumento para la predicción del tiempo. No fue sino hasta el siglo XIX cuando se encontró un método satisfactorio para llevar a cabo las observaciones de presión. En 1850 el almirante Robert Fitzroy, como jefe del Departamento Meteorológico del Ministerio de Comercio, autorizó la omisión de las inscripciones en los barómetros marinos. Se dio cuenta de que era más importante anotar los cambios de altura en la columna de mercurio durante un periodo de tiempo conocido que anotar únicamente la altura real.

Meteorología sinóptica:

Los meteorólogos del período 1830-1840 no se sentían satisfechos, porque seguían sin ser capaces de pronosticar el tiempo con un día o menos de adelanto. Seguía sin haber medios para reunir las observaciones con rapidez como para poder producir un cuadro sinóptico de la situación meteorológica en un momento determinado y analizarlo después. H.W. Brandes, profesor de matemáticas y física en la Universidad de Breslau (Polonia) fue el primero en desarrollar la idea de una cartografía meteorológica sinóptica mediante la comparación de las observaciones meteorológicas realizadas simultáneamente a lo largo de una amplia zona. Pero fue gracias a un importante avance tecnológico que se potenciarían esos adelantos teóricos. En 1832, Samuel Morse concibió la idea del telégrafo y hacia 1840 había hecho posible su utilización como sistema aprovechable para comunicaciones rápidas. Fue desde entonces que se hicieron rápidos progresos en el campo del pronóstico meteorológico. En 1842, Carl Kreil, del Observatorio de Praga, sugirió que las observaciones meteorológicas debían ser enviadas por telégrafo como base para el pronóstico. En 1848, Joseph Henry, secretario del Instituto Smithsoniano de América, propuso organizar una red de estaciones de observación meteorológica a lo largo de los EE.UU. Discurrió que las conexiones telegráficas entre los estados orientales y los occidentales (recientemente descubiertos) proporcionarían un medio sencillo de advertir a los observadores de los estados orientales de las tormentas provenientes del oeste. Por otra parte el Daily News, en Inglaterra, le encargó al aeronauta James Glaisher la organización de la recogida de las observaciones meteorológicas de una red de estaciones instaladas en las Islas Británicas.

En 1849 más de 200 observadores estaban haciendo informes meteorológicos diarios para el Instituto Smithsoniano. Se exhibían las observaciones en un gran mapa, se tabulaban los informes diarios y se publicaban en el Washington Evening Post. Entre 1861 y 1865 estas actividades se abandonaron temporalmente debido a la guerra civil. Por el contrario, en Europa, un desastre ocurrido en época de guerra, impulsó el desarrollo de los pronósticos meteorológicos: las pérdidas sufridas por la flota anglo-francesa a causa de la fuerte tormenta del 14 de noviembre de 1854 en Balaclava, durante la guerra de Crimea, estimuló el interés oficial por el estudio sinóptico de los sistemas meteorológicos. Después de este desastre, Urbain Le Verrier, director del Observatorio de París recogió datos de cómo esta tormenta había viajado hacia el este a través de Europa. Esto propició en Francia el establecimiento del primer servicio nacional de advertencia de tormentas, basado en la recogida de informes meteorológicos telegráficos. La respuesta británica fue nombrar a Fitzroy, Director del Departamento Meteorológico del Ministerio de Comercio. El Departamento empezó preparando una serie de mapas meteorológicos diarios basados en las observaciones simultáneas realizadas en diferentes estaciones terrestres y marítimas emplazadas en un área de 40ºN a 70ºN y 10ºE a 30ºW. Los EE.UU. cooperaron con este plan, disponiendo que las observaciones se reunieran y se enviaran a Fitzroy. Este comenzó a publicar (abril de 1861) un pronóstico a tres días. Pero, lamentablemente, los otros asesores de Comercio pensaron que Fitzroy se había excedido de sus instrucciones emitiendo pronósticos en lugar de advertir de las tormentas ya registradas por otras estaciones. Como consecuencia, después de su trágico suicidio

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en 1865, los pronósticos se interrumpieron durante algún tiempo. Por miedo a las críticas que se habían hecho a Fitzroy, la nueva Oficina de Meteorología, trasladada a la Royal Society en 1867, intentó continuar el servicio de pronóstico sirviéndose tan sólo de reglas empíricas. Al convencerse de la futilidad del intento reemprendieron los mapas sinópticos y el "informe meteorológico diario". En febrero de 1874 se reanudó el sistema original de Fitzroy de transmitir los avisos de tormenta por telégrafo a las estaciones costeras donde se izaban las "señales de precaución".

En el Observatorio de París, Le Verrier, inventor del telégrafo meteorológico internacional, empezó a publicar pronósticos regulares en 1863, en el Boletín Internacional del Observatorio de París. Le Verrier (a diferencia de Fitzroy quien había indicado la presión mediante líneas verticales trazadas desde los paralelos de latitud) empleó isobaras. Estos campos de presión se han seguido utilizando desde entonces.

Durante la última parte de la primera guerra mundial, Bjerkness fundó el Instituto Geofísico de Bergen, en Noruega, con el principal objetivo de mejorar el servicio de pronósticos meteorológicos de la nación. Estableció una densa red de estaciones especialmente en el sur de Noruega, utilizando "meteorología indirecta" (método basado en informes detallados de las nubes, para compensar la falta de sondeos y medidas del aire de las capas superiores). El análisis de los mapas meteorológicos sinópticos iniciado en Bergen a partir de 1918 reveló la estructura fina del tiempo, ignorada por completo por los meteorólogos del siglo XIX. Bjerknes y sus colegas idearon modelos sinópticos de los frentes con los cuales fue posible integrar las observaciones realizadas en áreas amplias dentro de los modelos meteorológicos completos. La identificación de un ciclo vital definido en el desarrollo de los sistemas frontales de baja presión, desde su juventud, pasando por la madurez hasta llegar a su vejez, proporcionó un medio para predecir la actividad ciclónica, lo que permite extrapolar su movimiento futuro.

El meteorólogo sueco Tor Bergeron, también miembro de la Escuela de Bergen, hizo otra contribución de peso al análisis y pronóstico meteorológico, al identificar y clasificar las masas de aire según sus propiedades térmicas y condiciones de humedad.

Con la introducción de los sondeos realizados por medio de globos en los años 20 ya era posible comparar las observaciones actuales con las especulaciones acerca del comportamiento del aire superior. Al final de la década de 1930 fue por primera vez posible la utilización de radiosondas transportados por globos capaces de transmitir las medidas de presión, temperatura y humedad a una estación receptora en el suelo. Esto inició el establecimiento de redes de estaciones en las capas superiores del aire por todo el hemisferio durante y poco después de la segunda guerra mundial, permitiendo por primera vez la confección de mapas de los niveles superiores de todo el hemisferio norte.

Hasta 1950 los pronósticos se hacían casi enteramente mediante métodos sinópticos; se analizaba la situación meteorológica, se evaluaban los datos recibidos de los radiosondeos y posteriormente se extrapolaba la información sobre los sistemas meteorológicos para producir mapas similares para el futuro, 24 horas después. Desde el punto de vista teórico, en los años 50 se había alcanzado con toda seguridad el nivel de capacidad límite en términos humanos. Se convirtió en una tarea cada vez más difícil reunir, asimilar e interpretar la inmensa cantidad de datos con tiempo suficiente para avanzar al mismo paso que el tiempo.

Influenciado por el trabajo de Bjerkness y sus colaboradores, el matemático británico LF Richardson empezó en 1911 a formular un nuevo planteamiento del problema de la predicción del tiempo por métodos numéricos. Richardson tenía un sueño "Una fábrica de pronósticos", consistente en 64.000 computadoras humanas equipadas con mesas calculadoras, para mantenerse por delante del tiempo. Pero no era una proposición válida para la tecnología disponible en aquella época (1922).

Después de la segunda guerra mundial, con el desarrollo de las computadoras electrónicas de alta velocidad, los servicios meteorológicos dispusieron de una nueva tecnología con la que hacer aún

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más objetiva la medición del tiempo. A pesar de los avances tecnológicos la predicciones obtenidas por métodos numéricos a partir de los datos procesados automáticos siguen dependiendo, en última instancia, de los pronosticadores humanos.

El lanzamiento del Sputnik I en 1957 desde la URSS convirtió la idea de obtener una visión global del tiempo desde el espacio en una posibilidad práctica. En 1960, USA, lanzaba el primer satélite meteorológico completamente equipado.

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