• Altitud: es la altura, medida en metros, a partir del nivel medio del mar (0 metros) a un punto cualquiera de la superficie terrestre. La altitud influye sobre la presión atmosférica y la temperatura: a mayor altitud, menor presión atmosférica y menor temperatura.

 

La altura del relieve modifica sustancialmente el clima, en especial en la zona intertropical, donde se convierte en el factor modificador del clima de mayor importancia. Este hecho ha determinado un criterio para la conceptualización de los pisos térmicos, que son fajas climáticas delimitadas por curvas de nivel que generan también curvas de temperatura (isotermas) que se han establecido tomando en cuenta tipos de vegetación, temperaturas y orientación del relieve. Se considera la existencia de cuatro o cinco pisos térmicos en la zona intertropical:

 

• Macrotérmico (menos de 1 km de altura), con una temperatura que varía entre los 27° al nivel del mar y los 20°

• Mesotérmico (1 a 3 km): presenta una temperatura entre los 10 y 20 °C, su clima es templado de montaña.

• Microtérmico (3 a 4,7 km): su temperatura varía entre los 0 y 10 °C. Presenta un tipo de clima de Páramo o frío.

• Gélido (más de 4,7 km): su temperatura es menor de 0 °C y le corresponde un clima de nieves perpetuas.

 

Algunos autores subdividen el piso mesotérmico en dos para lograr una mayor precisión debido a que la diferencia de altitud y temperatura entre 1 y 3 km es demasiado grande como para incluir un solo piso climático. Quedaría así un piso intermedio entre 1000 y 1500 que se le ha denominado piso subtropical, aunque se trata de un nombre poco apropiado ya que este término se refiere a una latitud determinada y no a un piso térmico determinado por la temperatura. Y el piso ubicado entre los 1500 y 3000 m constituiría el piso templado, al que le seguiría el piso de páramo hasta los 4700 msnm.

El cálculo aproximado que se realiza, es que al elevarse 160 m, la temperatura baja 1 °C. Como se puede ver en el artículo principal sobre los pisos térmicos, la disminución de la temperatura con la altitud varía según las zonas geoastronómica en la que nos encontremos. Si es en la zona intertropical, en la que el espesor de la atmósfera es bastante mayor, la temperatura desciende 1 °C, no a los 160 m de ascenso, sino a los 180 aproximadamente.

 

 

 

• Orientación del relieve: por forma y posición actúa sobre las temperaturas y las precipitaciones. En los sectores más altos hay mayores diferencias de temperaturas que en lossectores más bajos. Por otro lado los sectores más bajos, en general, presentan mayores humedades relativas promedio.

 

 

La más importante disposición de las cordilleras con respecto a la incidencia de los rayos solares determina dos tipos de vertientes o laderas montañosas: de solana y de umbría.

Al norte del trópico de Cáncer, las vertientes de solana son las que se encuentran orientadas hacia el sur, mientras que al sur del trópico de Capricornio las vertientes de solana son, obviamente, las que están orientadas hacia el norte. En la zona intertropical, las consecuencias de la orientación del relieve con respecto a la incidencia de los rayos solares no resultan tan marcadas, ya que una parte del año el sol se encuentra incidiendo de norte a sur y el resto del año en sentido inverso.

La orientación del relieve con respecto a la incidencia de los vientos dominantes (los vientos planetarios) también determina la existencia de dos tipos de vertientes: de barlovento y de sotavento. Llueve mucho más en las vertientes de barlovento porque el relieve da origen a las lluvias orográficas, al forzar el ascenso de las masas de aire húmedo.

 

 

 

• Corrientes Marinas: el agua se calienta más lentamente que la tierra, y lo libera lentamente también, por lo que los lugares más cercanos al agua tienen cambios de temperatura más suaves que los que están más lejos.

 

Las corrientes marinas o, con mayor propiedad, las corrientes oceánicas, se encargan de trasladar una enorme cantidad de agua y, por consiguiente, de energía térmica (calor). La influencia muy poderosa de la corriente del Golfo, que trae aguas cálidas desde las latitudes intertropicales hace más templada la costa atlántica de Europa que lo que le correspondería según su latitud. En cambio, otras zonas de la costa este de América del Norte, situadas a la misma latitud que las de Europa presentan unas temperaturas mucho más bajas, especialmente en invierno. El caso de Washington D. C., por ejemplo, puede compararse con Sevilla, que está a la misma latitud, pero que tiene unos inviernos mucho más cálidos. Y esta diferencia se acentúa más hacia el norte, porque al alejamiento de la corriente del Golfo hay que sumar la influencia de las aguas frías de la corriente del Labrador: Oslo, Estocolmo, Helsinki y San Petersburgo, capitales de países europeos, se encuentran a la misma latitud que la península del Labrador y la bahía de Hudson, territorios prácticamente deshabitados por el clima extremadamente frío. Otro interesante ejemplo de que las temperaturas no guardan una correspondencia estricta con la latitud, cuando se tratan de corrientes oceánicas frías o cálidas se encuentra en el hecho de que las aguas oceánicas en España y Portugal son más cálidas que en las costas de Canarias y Mauritania, a pesar de la menor latitud de las costas africanas, por el hecho de que en ambos casos están incidiendo los efectos de dos corrientes distintas: la corriente del Golfo en las costas europeas y la de las Canarias en las costas africanas.

 

Las corrientes frías también ejercen una poderosa influencia sobre el clima. En la zona intertropical producen un clima muy árido en las costas occidentales de África y de América, tanto del norte como del sur. Estas corrientes frías no se deben a un origen polar de las aguas (algo que se señala en algunos textos desde hace mucho tiempo), que no se explicaría en el caso de las corrientes frías deCalifornia y de Canarias ya que ambas están ubicadas entre corrientes cálidas a mayor y a menor latitud. La frialdad de las corrientes se debe al ascenso de aguas profundas en dichas costas occidentales de la Zona Intertropical. Ese ascenso de las aguas, lento pero constante, es muy evidente en el caso de la Corriente de Humboldt o del Perú, una zona muy rica en plancton y en pesca, precisamente, por el ascenso de aguas profundas, que traen a la superficie una gran cantidad de materia orgánica. Como las aguas frías producen alta presión atmosférica, como se explica en los artículos sobre la Guayana Venezolana y sobre la diatermancia, la humedad relativa en las áreas de aguas frías es muy baja y las lluvias son muy escasas o nulas: el desierto de Atacama es el más árido del mundo.

 

Los motivos de la surgencia de las aguas frías se deben a dos razones relacionadas con el movimiento de rotación de la Tierra:

 

• En primer lugar, a la dirección de los vientos planetarios en la zona intertropical y a la propia dirección de las corrientes ecuatoriales. En ambos casos, es decir, en el caso de los vientos y de las corrientes marinas, el desplazamiento se produce de este a oeste (en sentido contrario a la rotación terrestre) y alejándose de la costa. A su vez, este alejamiento de la costa de los vientos y de las aguas superficiales, crea las condiciones que explican en parte el ascenso de las aguas más profundas, que vienen a reemplazar a las aguas superficiales que se alejan. Por último, en la zona intertropical, los vientos son de componente Este, debido al movimiento de rotación de la Tierra, por lo que en las costas occidentales de los continentes en la zona intertropical soplan del continente hacia el océano, por lo que su humedad es muy escasa. En otra escala mucho más reducida, este fenómeno puede comprobarse en las playas levantinas españolas: cuando sopla el viento de Poniente, el Mediterráneo se encuentra sin olas (rizado, cuando mucho) pero las aguas en la playa se notan mucho más frías de lo normal. Y en el caso de la isla de Margarita es mucho más evidente, porque en ella soplan los vientos del Este durante todo el año y a cualquier hora: la temperatura de la playa de La Galera en Juan Griego es mucho más fría, aunque sin ningún oleaje perceptible, que la de Playa El Agua o la Playa de El Tirano, en las costas orientales de la isla, ubicadas apenas a unos 15 km hacia el Este.

• En segundo lugar, el propio movimiento de rotación es el responsable directo del ascenso de las aguas frías en las costas occidentales de los continentes en las latitudes subtropicales. El proceso es relativamente sencillo: debido al movimiento de rotación terrestre, de oeste a este, las aguas del fondo oceánico, que se desplazan conjuntamente con la parte sólida de las cuencas oceánicas, se ven forzadas a ascender cuando el talud continental actúa como una especie de pala (inmóvil con relación al resto de la litosfera) que las obliga a subir. En realidad, este segundo motivo es el más importante, mientras que la dirección de los vientos de este a oeste con las corrientes marinas frías no es una causa de éstas sino que también se debe al movimiento de rotación terrestre. Más aún, en el caso de la Corriente de Humboldt, los vientos de este a oeste no coinciden con la corriente ya que ésta va de sur a norte y cuando se acerca al ecuador terrestre se desvía hacia el noroeste. Precisamente, la falta de coincidencia entre las direcciones de los vientos y de las corrientes es una demostración de que no se trata exactamente de las mismas causas. El artículo corrientes oceánicas frías explica estas ideas con mayor amplitud.

 

 

 

• Distancia al mar o continentalidad: afecta a la temperatura, humedad y pluviosidad o lluvia. Los lugares más cercanos al mar poseen temperaturas más moderadas y con menor oscilación térmica (la diferencia entre la temperatura máxima y mínima del día) que los lugares lejanos al mar.

 

 

La proximidad del mar modera las temperaturas extremas y suele proporcionar más humedad en los casos en que los vientos procedan del mar hacia el continente. Las brisas marinas atenúan el calor durante el día y las terrestres limitan la irradiación nocturna. En la zona intertropical, este mecanismo de las brisas atempera el calor en las zonas costeras ya que son más fuertes y refrescantes, precisamente, cuanto más calor hace (en las primeras horas de la tarde).

Una alta continentalidad, en cambio, acentúa la amplitud térmica. Provocará inviernos fríos y veranos calurosos. El ejemplo más notable de la continentalidad climática lo tenemos en Rusia, especialmente, en la parte central y oriental de Siberia: Verjoyansk y Oimyakon rivalizan entre sí como los polos del frío durante los largos inviernos boreales (menos de 70 °C bajo cero). Ambas poblaciones se encuentran relativamente cerca del océano Glacial Ártico y del océano Pacífico, pero muy lejos del Atlántico, que es de donde proceden los vientos dominantes (vientos del Oeste).

La continentalidad es el resultado del alto calor específico del agua, que le permite mantenerse a temperaturas más frías en verano y más cálidas en invierno. Es lo mismo que decir que el agua no es diatérmana ya que se calienta directamente con los rayos solares aunque posee una gran inercia térmica: tarda mucho en calentarse, pero también tarda más en enfriarse por irradiación, en comparación con las áreas terrestres o continentales. Las masas de agua son, pues, el más importante agente moderador del clima.

 

 

• Dirección de los vientos planetarios y estacionales: los vientos son grandes masas de aire que se desplazan transportando con ella la humedad de un sitio a otro. Tienen la particularidad de modificar el clima, ya que tienen como mecánica elevar las masas de aire caliente, que son retenidas entre las montañas y luego caen en forma de precipitaciones.

 

 

El viento es el movimiento en masa del aire en la atmósfera en movimiento horizontal. Günter D. Roth lo define como «la compensación de las diferencias de presión atmosférica entre dos puntos.

La gran capa atmosférica es atravesada por las radiaciones solares que calientan el suelo, el cual, a su vez, calienta el aire que lo rodea. Así resulta que éste no es calentado directamente por los rayos solares que lo atraviesan sino, en forma indirecta, por el calentamiento del suelo y de las superficies acuáticas. Cuando el aire se calienta, también se dilata, como cualquier gas, es decir, aumenta de volumen, por lo cual asciende hasta que su temperatura se iguala con la del aire circundante. A grandes rasgos, las masas de aire van de los trópicos al ecuador (vientos alisios, que son constantes, es decir, que soplan durante todo el año), donde logran ascender tanto por su calentamiento al disminuir la latitud (en la zona intertropical) como por la fuerza centrífuga del propio movimiento de rotación terrestre, que da origen a su vez a que el espesor de la atmósfera en la zona ecuatorial sea el mayor en toda la superficie terrestre. Al ascender, se enfrían, y por las altas capas vuelven hacia los trópicos, donde descienden por su mayor peso (aire frío y seco) lo cual explica la presencia de los desiertos subtropicales y la amplitud térmica diaria tan elevada de los desiertos (en el Sáhara es frecuente que temperaturas de casi 50º durante el día, por la insolación y la falta de nubes, se vea contrastada con temperaturas muy bajas durante la noche. Así, en estas zonas desérticas, las temperaturas varían muchísimo del día a la noche por la escasa cantidad de agua y vapor de agua, que contribuirían a una mayor regularidad térmica).

 

Velocidad del viento en la superficie de la Tierra. Las franjas blancas, entre los 40° - 50° delatitud, presentan las máximas velocidades constantes del viento.

La primera descripción científica conocida del viento se debe al físico italiano Evangelista Torricelli:...los vientos son producidos por diferencias en la temperatura del aire, y por tanto de la densidad, entre dos regiones de la Tierra.2

Otras fuerzas que mueven el viento o lo afectan son la fuerza del gradiente de presión, el efecto Coriolis, las fuerzas de flotabilidad y de fricción y la configuración del relieve. Cuando entre dos masas de aire adyacentes existe una diferencia de densidad, el aire tiende a fluir desde las regiones de mayor presión a las de menor presión. En un planeta sometido a rotación, este flujo de aire se verá influenciado, acelerado, elevado o transformado por el efecto de Coriolis en cualquier punto de la superficie terrestre. La creencia de que el efecto de Coriolis no actúa en el ecuador es errónea: lo que sucede es que los vientos van disminuyendo de velocidad a medida que se acercan a la zona de convergencia intertropical, y esa disminución de velocidad queda automáticamente compensada por una ganancia en altura del aire en toda la zona ecuatorial. A su vez, esa ganancia en altura da origen a la formación de nubes de gran desarrollo vertical y a lluvias intensas y prolongadas, ampliamente repartidas en la zona de convergencia intertropical, en especial en dicha zona ecuatorial. La fricción superficial con el suelo genera irregularidades en estos principios y afecta al régimen de vientos, como por ejemplo el efecto Föhn.

 

Globalmente hablando, el factor originador y predominante a gran escala es la diferencia de calentamiento entre unas zonas y otras de acuerdo con determinados factores geográficos y astronómicos, así como por variaciones estacionales o temporales producidas por los movimientos de rotación y traslación del planeta. Cuando se habla del viento se hace referencia siempre a los vientos en la superficie terrestre hasta cierta altura, que varía según la latitud, el relieve y otros factores. A su vez, este movimiento superficial del aire, denominado viento, tiene una compensación en altura que casi siempre sigue una trayectoria opuesta a la de los verdaderos vientos en la superficie. Así, una depresión, un ciclón o un área de baja presión en la superficie producida por el calentamiento superficial del aire obliga al aire caliente a ascender y da origen a una zona de alta presión en altura donde el aire frío y seco desciende hacia las zonas desde donde procedía el aire en la superficie: de esta manera se forman los cumulonimbos, tornados, huracanes, frentes y otros fenómenos meteorológicos. Una compensación en altura a la dirección de los vientos son las corrientes en chorro que se producen a gran altura y a gran velocidad (4 ). La extraordinaria velocidad de estas corrientes en altura (unos 250 km/h) en sentido aproximado oeste - este se debe a la escasa densidad del aire a la altura donde se producen. En efecto, estos vientos compensan a los vientos alisios que se dirigen superficialmente entre Europa y América del Sur a través del Atlántico y también entre Asia y América del Norte en la misma dirección y con las mismas características. Como estas corrientes en chorro tienen una altura similar a la que usan los aviones en sus vuelos trasatlánticos, la diferencia entre el vuelo en un sentido o en otro puede ser de un par de horas o más en los trayectos largos. Por otra parte, las grandes velocidades de estas corrientes, que a baja altura podrían ser catastróficas para los aviones, a más de 10 km de altura no resultan tan problemáticas por la escasa densidad del aire.

 

Los vientos se definen también como un sistema que utiliza la atmósfera para alcanzar el equilibrio mecánico de fuerzas, lo que permite descomponer y analizar las características de éste. Es muy habitual simplificar las ecuaciones de movimiento atmosféricas mediante distintas componentes de vientos que, sumados, dan lugar al viento existente. La componente del viento geostrófico es el resultado de realizar el equilibrio entre la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión. Este viento fluye perpendicular a las isobaras, y se puede decir que los efectos de la fricción en latitudes medias son despreciables para las capas altas de la atmósfera.5 El viento térmicoes un viento que diferencia dos niveles que solo existen en una atmósfera con gradientes de temperatura horizontales o baroclinia.6 Elviento del gradiente es similar al geostrófico pero también incluye el equilibrio de la fuerza centrífuga.

 

El movimiento del aire en la troposfera, que es el que mayor importancia tiene para los seres humanos, siempre tiene dos componentes: la horizontal, que es la más importante (cientos y hasta miles de km) y la vertical (10 km o más) que siempre compensa, con el ascenso o el descenso del aire, el movimiento horizontal del mismo. El ejemplo de los tornados sirve para identificar el proceso de compensación entre el avance horizontal del aire en movimiento y el ascenso del mismo: el remolino inicial de un tornado gira a gran velocidad levantando y destruyendo casas y otros objetos, pero en la medida en que asciende el viento, el cono giratorio del tornado se hace más ancho, por lo cual disminuye su velocidad de giro. Dicho ejemplo de los tornados es muy útil porque se ha logrado obtener una información estupenda, de primera mano y estudiar bien todos los procesos generales que ocurren en cualquier tipo de viento. Pero en especial, la transformación del movimiento lineal del viento superficial en un movimiento giratorio de ascenso vertical del mismo puede verse en cualquier remolino o tornado fácilmente y hasta en cualquier nube de desarrollo vertical como un cumulonimbo o un huracán: varía el tamaño o extensión pero el proceso es el mismo.

 

Y en tipos de vientos que recorren grandes distancias ocurre el mismo proceso. Así tenemos que los vientos alisios, que circulan entre los trópicos y el ecuador, recorren grandes distancias en sentido noreste-suroeste en el hemisferio norte y en sentido sureste-noroeste en el hemisferio sur. Pero estos vientos cuando llegan cerca del ecuador ascienden forzosamente, no tanto por la convergencia intertropical, sino por el abultamiento ecuatorial, que es mucho más notorio por razones de densidad en los océanos que en los continentes, y aún más notorio en la atmósfera que en los océanos y al ascender por la fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre, producen nubes de desarrollo vertical y lluvias intensas, con lo que su velocidad de traslación disminuye rápidamente. Al enfriarse el aire ascendente y perder la humedad que traían con la condensación y posterior precipitación tenemos un aire frío y seco. Como el aire muy frío es más pesado, tenderá a bajar hacia la superficie formando una especie de plano inclinado que va desde el ecuador hasta los trópicos, siendo su dirección la opuesta a la de los alisios. Esta corriente de aire o viento en la zona superior y media de la troposfera va bajando y desviándose hacia la derecha hasta completar el ciclo de los alisios. Vemos así que el principio de conservación de la materia (y por ende, de la energía) que formulara Lavoisier en el siglo XVIII se cumple perfectamente aquí y los alisios se ven compensados casi perfectamente por los vientos en altura que fueron denominados contralisios, aunque este nombre no haya tenido mucho éxito. Numerosos trabajos que se refieren al tema de los contralisios niegan su existencia, tal vez porque ese retorno de aire seco y frío se hace sin nubes, con lo que no se puede ver la trayectoria de los mismos. Pero la comprobación experimental de los mismos puede verse en la carencia de nubes en el mar de las Antillas: la alta presión originada por los vientos de retorno denominados contralisios da origen al descenso de un aire frío y seco y los climas de las islas donde este proceso ocurre (Antillas holandesas y venezolanas, por ejemplo, con una precipitación anual en Aruba o en la Orchila de algo más de 100 mm) da origen a un clima inusualmente seco, muy bien explicado por Glenn T. Trewartha sobre los climas secos del litoral del Caribe de Colombia y Venezuela.13El mismo proceso puede verse en los grandes desiertos, donde las noches son sumamente frías y los días sumamente cálidos, en los que pueden darse enormes amplitudes térmicas diarias de 30 y hasta 40 °C.