El agua es la única sustancia que existe a temperaturas comunes en los tres estados de la materia:
sólido, líquido y gas. Al agua en estado de gas se le llama vapor de agua. Este se encuentra
sólo en pequeña proporción en la atmósfera (0 y 4%), pero esta pequeña cantidad es de gran
importancia porque permite la formación de nubes y la precipitación. El vapor de agua en la
atmósfera se mide en términos de la humedad relativa, que es la relación de la cantidad de
vapor de agua en el aire a una temperatura dada, respecto al máximo de vapor que puede
contener la atmósfera a esa temperatura.

CICLO HIDROLÓGICO
La humedad terrestre está en un constante estado de transformación, lo que se denomina Ciclo
hidrológico. Las fases más importantes de este son la evaporación, condensación y
precipitación.

El agua se encuentra en todos los lugares sobre la superficie de la tierra: en los océanos,
glaciares, lagos, ríos, suelo, aire. A este conjunto de masas de agua le llamamos hidrósfera. El
intercambio de agua entre los océanos-atmósfera-continentes ocurre permanentemente. El Sol
evapora el agua de los océanos en su mayor parte y algo de los continentes, y luego esta
humedad es transportada a la atmósfera. La condensación del vapor forma las nubes que
producen la precipitación, que luego cae en los océanos y los continentes. Desde los continentes
fluye también agua hacia los océanos en gran parte desde los ríos, donde nuevamente se evapora
cerrándose un ciclo que se repite continuamente.
Una vez que el agua cae, la parte que no fluye hacia los océanos es absorbida por el suelo y se
mueve hacia el subsuelo, donde se filtra hacia los lagos y ríos y de aquí otra vez al océano.
Cuando cae más lluvia que la capacidad que tiene el suelo para absorber, el exceso fluye sobre
la superficie hacia ríos y lagos. Parte del agua infiltrada en el suelo es absorbida por las raíces
de las plantas y luego liberada por las hojas a la atmósfera en un proceso llamado
transpiración, y otra porción de agua se filtra en el suelo y se acumula en una zona de
saturación para formar depósitos de agua subterránea, cuya superficie se conoce como nivel
freático. Por influencia de la fuerza de gravedad, el agua se acumula en los intersticios de las
rocas, debajo de la superficie terrestre formando depósitos de agua subterránea que abastecen
a pozos y manantiales, y mantienen el flujo de algunos arroyos o vertientes durante los periodos
de sequía.
CAMBIOS DE ESTADO DEL AGUA
El vapor de agua en la atmósfera puede cambiar a sus estados líquido o sólido a la temperatura
y presión existentes en el ambiente, por eso el agua puede dejar los océanos como gas y regresar
como líquido. Los procesos de cambio de estado del agua (y de cualquier sustancia) requieren
absorción o liberación de calor. Cuando se le agrega o quita calor a una sustancia, se producen
variaciones de temperatura (aumento o disminución), este calor se llama calor sensible, porque
el objeto siente el calor agregado o perdido al cambiar su temperatura. Pero en ciertas
condiciones se le agrega calor a una sustancia sin que cambie su temperatura, por ejemplo,
cuando se evapora el agua. En este caso se produce un cambio de estado o de fase, y al calor
necesario para producir el cambio de fase se le llama calor latente, porque este calor está
presente y a punto para ser usado cuando termina el proceso de cambio de estado. Por ejemplo,
si se hierve agua en un recipiente abierto a la presión atmosférica normal, la temperatura no
aumenta por encima de los 100 °C por mucho calor que se suministre. El calor que se absorbe
sin cambiar la temperatura del agua (calor latente) no se pierde, sino que se emplea en
transformar el agua en vapor y se almacena como energía en el vapor. Cuando el vapor se
condensa para formar agua, esta energía vuelve a liberarse, recuperándose el calor latente como
calor sensible. Del mismo modo, si se calienta una mezcla de hielo y agua, su temperatura no
cambia hasta que se funde todo el hielo. El calor latente absorbido se emplea para vencer las
fuerzas que mantienen unidas las partículas de hielo, y se almacena como energía en el agua.
Cuando se evapora el agua por la radiación solar, el calor usado como calor latente, se libera
después como calor sensible cuando el vapor otra vez se condensa en gotitas de agua. La
liberación de calor latente es una importante fuente de energía para la formación de
tormentas, huracanes y temporales. El calor latente es la energía térmica necesaria para que
un kilogramo de una sustancia cambie de un estado a otro, se mide en J/kg o cal/gr. Existen
calores latentes de fusión, de vaporización y de sublimación, para los diferentes procesos de
cambio de estado del agua. Los diferentes cambios se describen a continuación:

a) Evaporación: transformación de líquido a gas. La evaporación es la conversión gradual
de un líquido en gas, sin que haya ebullición, que se realiza en la superficie del líquido.
El cambio de estado de líquido a vapor requiere energía que se emplea para vencer la
atracción intermolecular de las partículas de agua. Esta energía se obtiene generalmente
absorbiendo calor de los cuerpos situados en las proximidades, lo que origina una
pérdida aparente de calor («calor latente»), y el consiguiente descenso de temperatura.
Complementario: La evaporación es un proceso de enfriamiento; si se pone una gota de agua
sobre la piel, se siente frío cuando se evapora. En el caso de una gota de alcohol, que se evapora
con más rapidez que el agua, la sensación de frío es todavía mayor.
Si un líquido se evapora en un recipiente cerrado, el espacio situado sobre el líquido se llena
rápidamente de vapor, y la evaporación se ve pronto compensada por el proceso opuesto, la
condensación. Para que la evaporación continúe produciéndose con rapidez hay que eliminar
el vapor tan rápido como se forma. Por este motivo, un líquido se evapora con la máxima
rapidez cuando se crea una corriente de aire sobre su superficie. Cuando después de que ha
llovido la energía del Sol comienza a secar el suelo, el calor se consume en evaporar la humedad
de la tierra, lo que hace disminuir la temperatura del aire, haciendo que los días sean más frescos
que si no hubiese llovido. Durante la condensación se desprende este calor y la temperatura de
una masa de aire que se está condensando aumenta a medida que el vapor de agua pasa al estado
líquido. La humedad del aire atenúa la oscilación diurna de temperatura, porque durante el día
se produce evaporación y durante la noche condensación.
La pérdida de agua que experimentan las superficies de las plantas, principalmente las hojas, es
un proceso muy complejo, que recibe el nombre de «transpiración» y tiene lugar cuando la
presión de vapor en las células de la hoja es mayor que la presión de vapor atmosférica. Esta
función es de vital importancia, ya que produce la subida desde el suelo de productos nutritivos
para la planta y refresca las hojas. Tiene lugar principalmente durante el día, cuando los estomas
(es decir, los pequeños poros de las hojas, cuya abertura está condicionada por la intensidad de
la luz), a través de los cuales se produce la transpiración, están abiertos.
La humedad de la atmósfera aumenta por la evaporación del agua de los océanos, lagos, ríos y
del suelo mojado, o por la humedad que transpiran las plantas. Considerados en conjunto, todos
estos fenómenos se designan con el nombre de evapotranspiración.
b) Condensación: transformación de un gas a líquido. Las moléculas de gas que se
condensan entregan energía cinética a la superficie sobre la que condensan, por lo que
este es un proceso de calentamiento. Cuando el vapor de agua en la atmósfera se
transforma en gotitas para formar las nubes, se libera calor a la atmósfera, produciendo
un aumento de temperatura.
La condensación, causa directa de las diversas formas de precipitación (descenso del agua
condensada de la atmósfera a la superficie terrestre en forma de gotas), tiene lugar bajo
circunstancias cambiantes, que de una manera u otra van asociadas a la variación de uno de los
parámetros siguientes: volumen de aire, temperatura, presión y humedad. Las circunstancias
favorables a la producción de condensación que son más corrientes son las que provocan
descenso de la temperatura del aire; es decir, enfriamiento por contacto, mezcla de masas de
aire a distintas temperaturas y enfriamiento dinámico de la atmósfera. El enfriamiento por
contacto se produce, por ejemplo, cuando pasa aire cálido y húmedo sobre una superficie de
tierra fría. En una noche de invierno clara, la fuerte radiación enfriará la superficie muy
rápidamente y este enfriamiento superficial se extenderá gradualmente hasta el aire húmedo
inferior, reduciendo su temperatura hasta un punto en que se produce la condensación en forma
de rocío, niebla o escarcha, según la cantidad de humedad existente, el espesor de la capa de
aire que se enfría y el valor del punto de rocío. Cuando este último es inferior a 0°C, se conoce
con el nombre de punto de escarcha si el aire está saturado con respecto al hielo. La mezcla de
dos capas distintas dentro de una sola masa de aire, o la mezcla de dos masas de aire distintas,
también puede producir condensación.

c) Fusión o derretimiento: Es la transformación de sólido a líquido (en este caso hielo a
agua).
d) Solidificación o congelación: Es el cambio de estado de líquido a sólido (agua a hielo)
e) Sublimación: Es la transformación directa de sólido a gas, sin pasar por la fase líquida.
f) Deposición: Es la transformación directa de gas a sólido (vapor a hielo)
g) Ebullición: Es un proceso en el cual el líquido pasa al estado de gas en el interior del
líquido, donde el gas se concentra para forma burbujas que flotan hasta la superficie y
desde ahí escapan al aire adyacente. La presión dentro de las burbujas debe ser grande
para vencer la presión del agua que las rodea. Si la presión atmosférica aumenta, la
temperatura de ebullición se eleva y viceversa. Cuando ascendemos a mayor altura
sobre el nivel del mar, el agua hierve con temperaturas menores porque la presión
disminuye. La ebullición es un proceso de enfriamiento, en condiciones normales el
agua que hierve a 100º C, se enfría con la misma rapidez con la cual la calienta la fuente
de calor, sino la temperatura del agua aumentaría siempre con la aplicación del calor.

PARAMETROS DE HUMEDAD.
Definición: Llamaremos parcela de aire a un pequeño volumen de aire representativo de la
atmósfera. Las variables del tiempo y clima se expresan por unidad de masa considerando una
parcela de aire de masa.
La humedad es el término usado para describir la cantidad de vapor de agua en el aire. Se usan
diferentes parámetros para expresar cuantitativamente el contenido de humedad en la
atmósfera. Pero antes de considerar cada uno de estos métodos se debe conocer el concepto de
saturación. El aire a una temperatura dada puede contener una cantidad determinada de vapor
de agua, con un máximo hasta un límite que depende de la temperatura. Cuando se llega al
límite se dice que el aire está saturado de humedad, si se excede del límite, el exceso de vapor
se condensa para convertirse en niebla o nubes.
El concepto de humedad tiene importancia en la climatología, porque es un factor en la determinación
de los tipos de climas. Para medir el contenido de humedad en la atmósfera, se usan los parámetros de
humedad, que se definen en el siguiente cuadro, y si el aire está saturado se tienen los mismos
parámetros, pero, en ese caso, de humedad de saturación.

CAMBIOS EN LA HUMEDAD RELATIVA.
En general la humedad relativa puede cambiar si cambia el contenido de vapor de agua del aire,
pero como este cambio depende de la temperatura, entonces la humedad relativa puede cambiar
por dos razones: por cambios en el contenido de vapor de agua del aire o por cambios en la
temperatura del aire.
Cambios de humedad por variación en el vapor de agua: Cuando se le agrega vapor de agua
a una parcela de aire, su humedad relativa crece hasta que puede ocurrir la saturación y tener
100% de humedad. Se le puede seguir agregando vapor de agua a la parcela de aire, pero la
humedad no puede superar el 100%, entonces el exceso de vapor se condensa en gotas de agua.
Por ejemplo, cuando se cocina, mientras mayor es la temperatura del agua de las ollas, las
moléculas tienen más energía cinética y la tasa de evaporación es mayor, aumentando
rápidamente la humedad de la cocina; después de un rato el aire dentro de la cocina se satura
de humedad y el exceso de vapor de agua comienza a condensarse en paredes, ventanas, y en
todas las superficies dentro de la cocina. En la atmósfera, la evaporación desde los océanos y
los demás cuerpos de agua o superficies húmedas, le agregan vapor de agua al aire.
Cambios de humedad por variación de temperatura: Para un contenido de vapor de agua
constante, un descenso (aumento) de la temperatura del aire produce un aumento (disminución)
de la humedad relativa. Cuando el aire se enfría por debajo del nivel de saturación, comienza
la condensación del vapor en gotas de agua para formar las nubes. Como una nube es agua
líquida, esta humedad no es parte del contenido de vapor de agua del aire. En la naturaleza, los
cambios de humedad relativa causados por variaciones de temperatura pueden ser de tres
formas:
a) Variaciones diarias de temperatura.
b) Movimiento de aire de un lugar a otro.
c) Movimiento vertical del aire
CAMBIOS ADIABATICOS DE TEMPERATURA.
Consideremos el papel que juega el vapor de agua en el tiempo diario. Durante la noche, la
superficie del suelo intercambia calor con el aire adyacente enfriándose, lo que hace condensar
al vapor de agua cerca de la superficie o sobre ella, produciéndose la niebla o el rocío. Las
nubes que se pueden formar aún en días cálidos, tienen otro mecanismo de formación, en el
cual el aire en altura se enfría lo suficiente para condensar al vapor de agua y producir las nubes.
En ambos casos hay intercambios de calor. Pero la temperatura del aire puede cambiar sin
agregarle ni quitarle calor al medio, estas variaciones sin aumento ni disminución de calor se
llaman procesos adiabáticos. La temperatura que se mide en un proceso sin intercambio de
calor se llama temperatura potencial o adiabática, y se puede obtener cuando el aire se
comprime o expande sin agregarle calor. Cuando el aire se expande, disminuye la presión de
una parcela de aire y se enfría, por el contrario, cuando se comprime aumenta la presión y se
calienta, es decir, las variaciones de presión producen variaciones de temperatura, que pueden
ser adiabáticas. Los movimientos verticales del aire son una de las causas principales de estos
cambios adiabáticos de temperatura. Cerca de la superficie de la tierra, la mayoría de los
procesos de intercambio son no-adiabáticos (a veces se denominan «diabáticos») a causa de la
tendencia que tiene el aire a mezclar y modificar sus características por movimiento lateral,
turbulencia y por los procesos físicos afines. Cuando una masa de aire se mueve verticalmente,
los cambios que tienen lugar son a menudo adiabáticos porque el aire es fundamentalmente mal
conductor del calor y la masa de aire, como un todo, tiende a mantener su propia identidad
térmica, que la distingue de las masas de aire que la rodean. En algunas circunstancias, en
cambio, debe tenerse en cuenta la mezcla del aire con el que le rodea.
Podemos considerar ahora los cambios que se producen cuando se eleva una porción de aire y
el descenso de presión va acompañado por un aumento de volumen y una disminución de
temperatura. La proporción con que desciende la temperatura en una partícula que se eleva y se
expande se denomina «gradiente adiabático de temperatura». Si el movimiento ascensional
del aire no produce condensación, entonces la energía empleada en la expansión hará descender
la temperatura de toda la masa hasta lo que se denomina «gradiente adiabático del aire seco»
(variación de temperatura en los movimientos verticales de aire no saturado).
El aire se eleva lo suficiente, se enfría hasta alcanzar el punto de rocío, y se produce la
condensación. En este proceso, el calor que fue absorbido como calor sensible durante la
evaporación se libera como calor latente, y aunque la parcela de aire continúa enfriándose, lo
hace en una proporción menor, porque la entrega de calor latente al ambiente produce aumento
de temperatura. En otras palabras, la parcela de aire puede ascender con un gradiente adiabático
seco hasta una altura llamada nivel de condensación, que es la altura donde comienza la
condensación. Sobre ese nivel la tasa de enfriamiento se reduce con la altura por la liberación
de calor latente y ahora se llama gradiente adiabático húmedo.
ESTABILIDAD ATMOSFERICA
Cuando el aire se eleva, se enfría, se condensa y eventualmente se pueden producir nubes. La
formación de condensación y nubes está relacionada con la estabilidad del aire. Imaginar una
burbuja o parcela de aire que puede moverse sin intercambiar aire con el medio que la rodea
(como un globo). Si la burbuja es forzada a elevarse, se expande y su temperatura disminuye.
Si la temperatura de la burbuja se mantiene menor que la del ambiente que la rodea, debe ser
más densa (más “pesada”), por lo tanto, tiende a regresar a su posición original, en este caso se
dice que el aire es estable respecto a movimientos verticales. Por el contrario, si la burbuja o
parcela de aire que se eleva fuera más cálida que el ambiente, será menos densa (más liviana)
y tenderá a continuar elevándose hasta una altura donde encuentre un ambiente que le rodea
con su misma temperatura, (es igual que los globos de aire caliente que se elevan hasta que la
densidad del gas caliente iguala a la del ambiente), en este caso el aire es inestable.
La estabilidad es una propiedad del aire que describe su tendencia a permanecer en su posición
original, estable, o a elevarse, inestable. La estabilidad de la atmósfera está regulada por la
temperatura en diferentes niveles, lo que determina el gradiente ambiental de temperatura,
que no es lo mismo que los cambios de temperaturas adiabáticos anteriores, sino que es el
gradiente real o actual de temperatura de la atmósfera.
Resumen de los distintos gradientes de temperatura que conocemos:
 el gradiente normal de temperatura, cuyo valor es -6.5º C/km en promedio global;
 el gradiente ambiental de temperatura, que es la variación real que se mide durante las
mediciones con radiosondeo, puede tomar cualquier valor, incluso puede ser positivo
en las capas de inversiones térmicas;
 el gradiente adiabático seco, cuyo valor es -9.8º C/km;
 el gradiente adiabático húmedo, de magnitud variable entre -5º a -9º C/km.
Estos gradientes de temperatura se utilizan para determinar el grado de estabilidad de la
atmósfera. Se distinguen tres tipos de estabilidad, conocidas como estabilidad absoluta,
inestabilidad absoluta e inestabilidad condicional.
Estabilidad absoluta: Se produce cuando el gradiente de temperatura ambiental real es menor
que el gradiente adiabático húmedo y por lo tanto menor que el gradiente adiabático seco. Al
imaginar el proceso de elevar la parcela de aire desde superficie, se enfría según el gradiente
adiabático seco hasta 10º C a un kilómetro de altura, por lo que es más densa. Si se fuerza a
elevar más la parcela hasta el nivel de condensación donde se formarían las nubes, se enfría
más y se hace más densa que el ambiente por lo que tiende a regresar a su posición original en
superficie, entonces se dice que la atmósfera es estable. La estabilidad evita la formación de
nubes. Las condiciones más estables se producen cuando la temperatura aumenta con la altura,
es decir con una inversión térmica. Las inversiones térmicas ocurren más frecuentemente en la
noche con cielos claros por enfriamiento radiactivo, formándose capas de aire muy estable que
no permiten la mezcla vertical.
Inestabilidad absoluta: Una parcela de aire tiene inestabilidad absoluta cuando el gradiente
ambiental real de temperatura es mayor que el gradiente adiabático seco. La parcela de aire
ascendente es siempre más cálida que el ambiente, por lo que seguirá elevándose y la atmósfera
será inestable. Al elevarse el aire se expande y se enfría hasta producirse la condensación,
favoreciendo la formación de nubes.
Este tipo de inestabilidad ocurre más frecuentemente durante los meses cálidos con días
despejados, cuando el calentamiento solar es intenso y las capas más bajas se sobrecalientan
más que el aire de capas más altas, produciendo un gradiente ambiental inestable, por ejemplo,
de 12º C/km que es mayor que el gradiente seco. La inestabilidad producida por fuerte
calentamiento en superficie está confinada a los pocos kilómetros sobre el suelo. A mayor altura
el gradiente ambiental de temperatura toma valores normales. Por lo tanto, las nubes generadas
por calentamiento en superficie son de poca altura vertical y rara vez producen mal tiempo.
Inestabilidad Condicional: Se produce cuando el aire húmedo tiene un gradiente ambiental
de temperatura entre los gradientes adiabático seco y húmedo (entre 5 y 10º C/km). En otras
palabras, se dice que la atmósfera es condicionalmente inestable cuando es estable respecto a
una parcela de aire no saturada, pero inestable respecto a una parcela de aire saturada. La
inestabilidad condicional depende del tiempo presente y de si el aire está o no saturado. El
término condicional se refiere a que el aire debe ser forzado a elevarse, tal como sobre una
barrera montañosa, alcanzando un nivel donde se hace inestable y desde ahí continúa
elevándose libremente. Resumiendo, una columna de aire es inestable cuando el aire de la capa
inferior es más cálido y menos denso que el aire de arriba, elevándose y desplazando al aire frío
de capas más altas. La estabilidad está determinada por la distribución vertical de temperatura.
Las condiciones más inestables se producen con calentamiento intenso de la superficie.
Inversamente, el aire es estable cuando la disminución de temperatura con la altura es menor
que el gradiente adiabático húmedo. Las condiciones más estables se producen en épocas de
bajas temperaturas, en días fríos con inversiones térmicas.

La estabilidad de la atmósfera se favorece en las siguientes condiciones:
a) Por enfriamiento radiactivo en la noche.
b) Por enfriamiento de una masa de aire desde abajo cuando pasa por una superficie
fría.
c) Por subsidencia de la columna de aire.
La inestabilidad se favorece en las siguientes condiciones:
a) Calentamiento solar intenso en superficie.
b) Calentamiento de la masa de aire cuando pasa por una superficie caliente.
c) Por movimiento vertical del aire producido por ascenso forzado (orográfico, frontal
y por convergencia).
d) Enfriamiento radiactivo en el tope de las nubes.

BIBLIOGRAFÍA
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