E Portal Atlas Climatologico Segunda Parte

ATLAS CLIMATOLÓGICO NACIONAL ISBN 958-8067-14-6 CONTENIDO PRESENTACIÓN AUTORES SEGUNDA PARTE: DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DE LAS VARIABLES DEL CLIMA 2.1 Precipitación y número de días con lluvia en Colombia - Artículo

Mapa 1. Precipitación total anual con histogramas Mapa 1a. Precipitación totales mensuales Mapa 1b. Número de días con lluvia Tabla 1. Promedios de precipitación totales de lluvia para principales ciudades Tabla 2. Promedios de número de días con lluvia para principales ciudades

2.2 Temperatura (media, máxima y mínima) - Artículo

Mapa 2. Temperatura media Mapa 3. Temperatura mínima media Mapa 4. Temperatura máxima media Tabla 4 Promedios de temperatura media para principales ciudades Tabla 5. Promedios de temperatura media mínima para principales ciudades Tabla 6. Promedios de temperatura media máxima para principales ciudades

2.3 Humedad - Artículo Mapa 5. Humedad relativa Mapa 6. Tensión de vapor Tabla 7. Promedios de humedad relativa para principales ciudades

2.4 Radiación y Brillo solar - Artículo Mapa 7. Brillo solar Mapa 8. Radiación Tabla 8. Promedios de brillo solar para principales ciudades

2.5 Vientos - Artículo Mapa 9. Velocidad media Mapa 10. Rosas de viento Tabla 10. Promedios de viento para las ciudades principales

2.6 Evaporación - Artículo Mapa 11. Evaporación media Tabla 11. Promedios de evaporación para principales ciudades

2.7 Agroclimatología - Artículo 2.7.1 Evapotranspiración potencial - Artículo

Mapa 12. Evapotranspiración potencial Tabla 12. Promedios de evapotranspiración potencial para principales ciudades

2.7.2 Índice Hídrico - Artículo

Mapa 13. Índice Hídrico Mapa 13 a. Agua neta en el suelo - mensuales Tabla 13. Índice hídrico, suma de exceso y suma de déficit en principales

ciudades 2.7.3 Índice de aridez y Longitud de Periodo apto de crecimiento

Mapa 14. Longitud de período de crecimiento Mapa 14 a. Índice de aridez Tabla 14. Índice de aridez década en principales ciudades

2.8 Clasificaciones Climáticas - Artículo

Mapa 15. Clasificación de Lang Mapa 16. Clasificación de Martonne Mapa 17. Clasificación de Koeppen Mapa 18. Clasificación de Holdridge

2.9 Confort - Artículo Mapa 19. Confort climático

2.10 Ozono - Artículo

Mapa 20. Columna de ozono

2.11 Anomalías de El Niño/La Niña en Colombia - Artículo Mapa 21. Anomalía de precipitación - Niño Mapa 22. Anomalía de temperatura – Niño Mapa 23. Anomalía de precipitación – Niña Mapa 24. Anomalía de temperatura - Niña

2.12 Fenómenos adversos:

2.12.1 La helada meteorológica - Artículo Mapa 25. Zona riesgo heladas 2.12.2. La sequía meteorológica - Artículo:

ATLAS CLIMATOLÓGICO NACIONAL PRESENTACIÓN Dentro de la actual institucionalidad del sector ambiental, el Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales IDEAM- adscrito al Ministerio de Ambiente, Vivienda y Desarrollo Territorial se ha consolidado como una institución de investigación científica cuya función está orientada a prestar apoyo científico al Sistema de Información Ambiental, mediante el acopio, procesamiento y análisis de información, con el fin de que toda decisión en materia ambiental esté debidamente sustentada y responda a cada necesidad en particular. Otra de las tareas que el IDEAM debe cumplir dentro de las funciones que por ley le han sido encomendadas, la constituye la oferta de información ambiental especializada a sectores como el industrial, turístico, energético, agropecuario, transporte, de obras e infraestructura, entre otros. En una respuesta a las anteriores responsabilidades, la Subdirección de Meteorología del IDEAM ha editado el presente Atlas Climatológico Nacional como un aporte destinado a los usuarios del sector productivo nacional. Este Atlas ha sido posible, gracias a la valiosa colaboración de colaboradores y funcionarios de todos los niveles, desde el observador de la estación meteorológica, hasta el especialista que interpreta y analiza la información. Se espera que esta publicación se convierta en herramienta de consulta inmediata de estudiantes, técnicos y científicos de las más diversas especialidades. Con tal fin se ha tratado que la obra sea escrita en lenguaje sencillo y accesible a toda clase de usuarios, con abundante material gráfico y cartográfico que instruyan sobre los más diversos tópicos de que trata la climatología y la meteorología, en lo posible aplicados a nuestro país o al menos a las latitudes tropicales. La obra está dividida en cuatro partes, a saber: PRIMERA PARTE: Aspectos nacionales. Se describen conceptos generales de clima, los factores que mayor influencia ejercen en el clima colombiano y se establecen los patrones de circulación predominantes en las latitudes tropicales con especial énfasis en Colombia. También se ha incluido la descripción de la red de medición operada por el IDEAM. SEGUNDA PARTE: Distribución espacio – temporal de las variables del clima. Se analiza un total de 10 variables básicas, a saber: precipitación total, numero de días con lluvia, temperatura media, máxima media y mínima media, humedad relativa y tensión de vapor, radiación global, brillo solar, evaporación y por supuesto, las diferentes clasificaciones climáticas, aplicadas a nuestro país; adicionalmente, en un apartado especial referente a la agrometeorología, se analizan variables deducidas, de especial utilidad para la agricultura, tales como la evapotranspiración potencial, el índice hídrico y el índice de aridez y la longitud del período apto de crecimiento. Finalmente, se discuten y analizan fenómenos de especial significancia para el comportamiento climático del país, tales como el fenómeno de El Niño y de La Niña y fenómenos adversos de origen meteorológico, como son la helada y la sequía.

Cada variable se expone en la siguiente forma: • Descripción de su comportamiento espacial. Se representa por medio de mapas de

isolíneas o isoregiones. Los mapas fueron trabajados con el módulo Arcview e interpolados por el método IDW. Son válidos a la escala que se presentan por lo cual no permiten detectar microclimas o comportamientos locales. Su utilidad básica es la identificación de patrones generales de comportamiento así como su comparación espacial con otras regiones de similar extensión. En ciertos casos, algunos mapas pueden presentar los denominados “ojos de pescado”, los cuales se ha preferido no eliminar, luego de su respectiva validación, precisamente porque identifican comportamientos locales que en casos particulares requerirán de estudios más detallados.

• Adicionalmente, se incluyen cuadros estadísticos con los valores representativos del

la variable analizada, para las principales ciudades del país. Los estadísticos utilizados se refieren al período 1961 – 90, en la mayor parte de las variables. Sin embargo, en ciertos casos ha sido necesario utilizar períodos menores, en vista de la escasez de información. En cualquier caso, se ha acudido las herramientas estadísticas idóneas, con el fin de asegurar la confiabilidad y estabilidad de los promedios presentados.

TERCERA PARTE: Aspectos departamentales. El objetivo de este capítulo es el de caracterizar el comportamiento espacio-temporal de la climatología en forma más detallada para cada departamento individualmente considerado. Para cada departamento se incluye: • Mapas de las variables climatológicas más representativas del medio tropical:

precipitación total anual, número de días con lluvia, temperatura media anual y clasificación climática por pisos térmicos y precipitación.

• Estadísticas de precipitación, temperatura media, máxima media y mínima media,

para los municipios de cada departamento con información confiable disponible. • Climadiagrámas de precipitación y temperatura para principales municipios y

ciudades de cada departamento. Esta representación gráfica es ampliamente utilizada en climatología y permite la comparación de climas diferentes según sea la distribución en la gráfica de las curvas de precipitación y temperatura medias mensuales.

CUARTA PARTE: Temas relacionados. Se desarrollan en forma simple y con un objetivo didáctico, algunas temas que permiten al usuario de cualquier nivel, comprender ciertos tópicos no muy conocidos, relacionados con las aplicaciones de la Meteorología en aspectos de reconocida actualidad en la temática medioambientalista del país. Dentro de estos aspectos se cuenta la contaminación atmosférica, el cambio global y la Meteorología marina. También se ha creído útil incluir algunas ideas sobre las metodologías de pronóstico utilizadas en el trabajo operativo del Servicio Ambiental del IDEAM.

AUTORES DIRECTOR GENERAL CARLOS COSTA POSADA SUBDIRECTOR DE METEOROLOGÍA MAX HENRÍQUEZ DAZA AUTORES POR TEMA: Supervisión y coordinación General – Maximiliano Henríquez Daza Red Meteorológica – Hugo Armando Saavedra Umba Precipitación - Gonzalo Hurtado Moreno Temperatura - José Edgar Montealegre Bocanegra Humedad – Olga Cecilia González Radiación – Gloria Esperanza León Aristizábal Vientos – José Franklin Ruiz, Jorge Aníbal Zea Mazo Evaporación – Hugo Armando Saavedra Umba Agroclimáticos (ETP, Índice hídrico, Longitud período de crecimiento) – Gonzalo Hurtado Moreno Clasificaciones Climáticas – Gonzalo Hurtado Moreno, Olga Cecilia González Confort – Olga Cecilia González Ozono – Gloria Esperanza León Aristizábal Heladas – Ruth Mayorga Márquez Sequías - Gonzalo Hurtado Moreno Circulación general en Colombia – Gloria Esperanza León Aristizábal, Jorge Aníbal Zea Mazo Factores locales – Gloria Esperanza León Aristizábal, Jorge Aníbal Zea Mazo Variabilidad climática – José Edgar Montealegre Bocanegra El Niño/La Niña en Colombia – José Edgar Montealegre Bocanegra Contaminación atmosférica – José Franklin Ruiz Meteorología marina – Jeimmy Yanely Melo Pronóstico del tiempo – Gloria Esperanza León Aristizábal Cambio global – Henry Benavides Material Tercera parte – Gonzalo Hurtado Moreno, Olga Cecilia González Información gráfica y tablas – Josué Alfredo Montaña Peraza

SEGUNDA PARTE: DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DE LAS VARIABLES DEL CLIMA 2.1 LA LLUVIA EN COLOMBIA DEFINICIÓN DE LLUVIA Fenómeno atmosférico consistente en una precipitación acuosa en forma de gotas líquidas, cuyo diámetro se halla generalmente comprendido entre 0,5 y 7 mm, y que caen a una velocidad del orden de los 3 m/s. PROCESOS DE FORMACIÓN DE LLUVIA La primera fase consiste en la formación de la nube. Las nubes se forman por enfriamiento de parcelas (masas) de aire húmedo, que puede ser debido a un ascenso de la parcela o a un proceso isobárico. La masa se va enfriando paulatinamente durante el ascenso, hasta alcanzar la temperatura del punto de rocío, momento en el cual se produce la condensación del vapor de agua, con la consiguiente conversión del vapor en pequeñísimas gotas de agua. Una nube es un grupo de pequeñísimas partículas (gotitas o cristales) de agua, en número aproximado de unas 100 por centímetro cúbico y cuyos tamaños son del orden de decenas o centenas de micras. En general, una nube es muy estable y las gotitas manifiestan muy poca tendencia a juntarse o a cambiar de tamaño, como no sea en un proceso general en el que toma parte toda la población de gotitas. Para que la transición de fase del vapor de agua a gotitas de agua líquida o cristales de hielo, partículas de las cuales consiste una nube, se inicie o "dispare" es necesaria la presencia de grandes concentraciones de partículas en suspensión, con un rango de tamaño desde centésimas de micra hasta decenas de micras (1 micra = 0.000001 metro), llamadas aerosoles. Algunos de estos aerosoles tienen gran afinidad por el agua y pueden actuar como centros de concentración; tales partículas se denominan núcleos de condensación. Por este motivo los núcleos de condensación desempeñan un papel esencial en el comienzo mismo del proceso de formación de la nube. En presencia de núcleos de condensación, el aire saturado precipita el vapor de agua en forma de gotitas de pequeño tamaño (fase de condensación) La existencia de corrientes ascendentes provoca la formación de cristales de hielo en la parte superior de las nubes, los cuales, al caer, sirven de núcleo de condensación a la vez que se licuan, formando de este modo las gotas de lluvia que se precipitan (fase de precipitación) La precipitación se origina cuando el conglomerado se hace inestable y entonces unas gotas crecen a expensas de las otras. Los mecanismos mediante los que la microestructura de la nube se inestabiliza implica la colisión directa de las gotitas de agua y su coalescencia (unión) MEDICIÓN DE LA LLUVIA

El volumen de lluvia se mide en milímetros. Un milímetro equivale a un litro de agua por metro cuadrado.

Los dos principales aparatos de medición de la precipitación, son el pluviómetro y el pluviógrafo. El primero mide el volumen total de lluvia caída durante el día meteorológico (7 A.M. a 7 A.M. del día siguiente). El segundo es un aparato de registro continuo que permite determinar la intensidad de la precipitación en un intervalo de tiempo dado. Pluviómetro

El pluviómetro es el aparato que sirve para medir la precipitación que cae en la superficie de la tierra en forma de lluvia, nieve, granizo, etc. El pluviómetro consta de un vaso cilíndrico en el que el lado cortante de la anilla de latón de la parte superior asegura una superficie de recogida con una sección exactamente de 200 cm2. Un embudo profundo, para que las gotas que hayan entrado no salgan al rebotar, conduce el agua a otro recipiente cilíndrico, el colector de boca estrecha en el que entra el tubo del embudo. Así, toda el agua recogida se conserva en el vaso colector, protegido de la evaporación por el estrechamiento de la boca y por el dispositivo de dobles paredes que resulta. (Fig.1)

Figura 1. Pluviómetro La medida de la precipitación recogida se realiza pasando el agua del colector a una probeta graduada. Para facilitar la medida, la escala de la probeta se ha hecho teniendo en cuenta la superficie recogida, y los valores medidos son los que corresponderían a los que hubiésemos recogido en un pluviómetro de un metro cuadrado de superficie. Esta probeta sólo sirve para medir la lluvia recogida en un pluviómetro de 200 cm2 de sección. Pluviógrafo

El pluviógrafo es el aparato que registra sobre una banda de papel (gráfica) la cantidad de agua caída y el tiempo en que ésta ha caído. (Fig. 2)

Lo más importante de una precipitación no es tanto la cantidad de agua recogida como el tiempo durante el cual ha caído. El pluviógrafo de sifón consta de un depósito cilíndrico que recibe a través de un tubo de goma el agua de lluvia recogida por un embudo exterior de 200 cm2 de sección. Dentro del depósito hay un flotador prolongado por un tallo vertical, que sostiene directamente el brazo que lleva la plumilla inscriptora. A medida que el depósito se llena, el flotador va subiendo y la plumilla con él.

Figura 2. Pluviógrafo PROCESOS GENERADORES DE PRECIPITACIÓN EN COLOMBIA Los sistemas de tiempo que generalmente son responsables de los procesos de precipitación en el país se enumeran a continuación. Para una mayor ilustración se sugiere acudir a literatura especializada en el tema, la cual contiene en mayor detalle las explicaciones teóricas de cada uno de estos aspectos (6). En los capítulos 1.2 y 1.3 de esta obra se trata estos aspectos con mayor profundidad. Zona de Convergencia Intertropical: La zona de convergencia Intertropical (ZCIT), marca la convergencia entre los vientos alisios del hemisferio Norte y el hemisferio Sur. Anticiclones subtropicales: Los anticiclones subtropicales no participan directamente en la generación de lluvias en Colombia, pero su posición e intensidad en un momento dado condicionan el comportamiento de la ZCIT, de las vaguadas extratropicales y de las ondas del este ya que pueden bloquear o desviar su trayectoria. Estos anticiclones son: Anticiclón de Las Azores, Anticiclón del Atlántico Sur, Anticiclón del Pacifico Norte, Anticiclón Del Pacifico Sur

Ondas del Este del Caribe: Constituyen alteraciones en la corriente de los alisios, generalmente con curvatura ciclónica, los cuales deforman el campo de presión, originando cambios bruscos en el tiempo predominante. Vaguadas de latitudes medias: Las vaguadas acompañan generalmente los frentes de latitudes medias y se ubican sobre el eje de las áreas de bajas presiones. Características de mesoescala: Pueden considerarse como características de mesoescala las brisas de mar - tierra, la circulación valle - montaña y la convección local. Ciclones tropicales: Los ciclones tropicales se forman en la cuenca del Caribe (entre otros sitios) comúnmente sobre aguas cálidas, bajo condiciones de direcciones de vientos constantes con la altura. PATRÓN GENERAL DE LA DISTRIBUCIÓN DE LLUVIAS EN COLOMBIA El patrón de la lluvia total anual en el país puede esquematizarse en la siguiente forma: • Las menores lluvias se presentan en la Alta Guajira con totales de 500 mm y

menos; los núcleos máximos se han registrado en la Región Pacífica con totales anuales de más de 10000 mm.

• La región Caribe registra lluvias entre 500 y 2000 mm con un gradiente muy definido en dirección Sur.

• La región Andina posee una gran diversidad pluviométrica, con lluvias relativamente escasas (hasta 2000 mm) a lo largo de la Cordillera Oriental y en los valles del Alto Magdalena y Alto Cauca y núcleos máximos (de 3000 a 5000 mm) en las cuencas del Medio Magdalena y Medio Cauca.

• En la Orinoquia generalmente predominan las lluvias altas de 2000 a 3000 mm en su parte central y Oriental, aun cuando hacia el piedemonte pueden observarse hasta 6000 mm y por el contrario en el extremo Norte de Arauca las lluvias pueden ser menores de 1500 mm.

• La mayor parte de la Amazonia recibe entre 3000 y 4500 mm por año, mientras que en la Región Pacífica se reciben entre 3000 y 12000 mm.

Este es el patrón general. Sin embargo, a nivel regional se presentan grandes desviaciones a este comportamiento, en razón de la accidentada topografía o a otros factores de meso y macroescala ya reseñados. A nivel mensual, este patrón se conserva relativamente constante, variando únicamente las cantidades. (Mapa 1ª) Como características predominantes de la distribución durante el año, se pueden citar las siguientes: • Presentan régimen bimodal: la mayor parte de la región Andina y de la región

Caribe, con excepción de la región del Bajo Nechí, parte de la cuenca del río Sinú y sectores de la vertiente oriental de la cordillera central a la altura de Samaná (Caldas)

• Presenta régimen monomodal: la mayor parte de la Orinoquia y Amazonia

colombiana y los sectores mencionados anteriormente como excepciones en la parte andina.

• La región Pacífica no presenta una tendencia definida y más bien tiende a mostrar escasa diferencia entre las cantidades aportadas por cada mes en particular.

• En los valles interandinos de la cuenca Magdalena - Cauca se aprecia que en sentido sur se hace mas marcada la temporada seca de mitad de año y es más lluviosa la temporada seca de principios de año. Lo contrario sucede en sentido norte, al punto de que en el medio y bajo Cauca, la temporada seca de mitad de año casi tiende a desaparecer. En la cuenca Magdalena no es tan marcado este efecto latitudinal, pero se nota asimismo la importancia que adquiere la temporada seca de principio de año.

• Aproximadamente al sur de los 2° N, el régimen comienza a invertirse, hasta el punto de que en el extremo sur de Colombia la temporada menos lluviosa tiene lugar a mediados de año. Asimismo, observando la ocurrencia de los picos máximos, puede detectarse el efecto del movimiento de la zona de convergencia intertropical cuando durante el año atraviesa el país de sur a norte y viceversa.

DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DEL NÚMERO DE DÍAS CON LLUVIA EN COLOMBIA Desde el punto de vista climatológico, una de las características más representativas de las lluvias, la constituye el número de días en que se presenta este fenómeno durante un mes determinado. Este parámetro ha sido en general, poco estudiado en nuestro país, ya que la mayor parte de la atención de los climatólogos, se ha dedicado al estudio de la cantidad total de lluvia medida en milímetros bien sea a nivel diario, mensual y anual. El número de días con lluvia, es sin embargo, de gran importancia para diferentes aplicaciones, como son estudios de sequía, agricultura, transporte y otros. Es además fundamental realizar el seguimiento del número de días con lluvia, relacionado con el promedio o normal climatológica en las mismas escalas temporales en que se monitorea el total de lluvia. Un índice de seguimiento que incluya esta variable, tiene la ventaja de que sufre menos la influencia de aguaceros torrenciales, o por el contrario, lluvias mínimas, que al ser medidas y contabilizadas, pueden perturbar en forma considerable el valor de un índice comparativo basado tan solo en la cantidad en milímetros. La presente descripción, tiene como principal objetivo, caracterizar la distribución espacio-temporal del número de días con lluvia en Colombia, tomando como base las estadísticas mensuales. DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DEL NÚMERO DE DÍAS CON LLUVIA Región Caribe El centro y norte de la Guajira, registra la menor frecuencia de días con lluvia con menos de 50 días lluviosos al año. Igual número se registra en lugares aislados del litoral en Atlántico y Magdalena. La mayor parte del centro de la región, correspondiente a los departamentos de Atlántico, Magdalena, norte de Sucre, Cesar y Córdoba, presenta valores de 50 a 100 días con lluvia, mientras que sobre la parte sur de estos mismos departamentos, se registran entre 100 y 150 días con lluvia. Igual

frecuencia muestran sectores montañosos de la región como son la Sierra Nevada de Santa Marta, Serranía del Perijá y Serranía de San Jacinto. Región Andina Las áreas con menor número de días con lluvia se concentran en los valles del alto Magdalena y alto Cauca en los departamentos de Huila, Tolima y Valle del Cauca. También a lo largo de los valles del río Chicamocha, Sogamoso y Patía, al sur del país y en gran parte del departamento de Norte de Santander. Estas áreas presentan entre 100 y 150 días con lluvia al año, aunque es posible identificar núcleos aislados en el rango de 50 a 100 días. En las estribaciones de las cordilleras el número de días con lluvia crece paulatinamente hasta aproximarse a 200 días. Los núcleos de mayores frecuencias están localizados al centro y occidente de Antioquia, sur de Santander y oriente de Cundinamarca y Boyacá, así como en lugares aislados ubicados en el Macizo Colombiano y Eje Cafetero. En estos sitios, el número de días con lluvia puede estar entre 200 y 250. Orinoquia – Amazonia El sector central de los departamentos de Casanare y Meta, así como el norte de Arauca, registra entre 100 y 150 días con lluvia. El resto de la región orinoquense se sitúa en el rango de 150 a 200 días y en sectores del piedemonte puede ser algo mayor a 200. En la Amazonia, se presentan 200 a 250 días con lluvia en Caquetá, Amazonas, Vaupés y Putumayo. Hacia el piedemonte la frecuencia puede llegar a 300 días con lluvia al año. Región Pacifica La frecuencia es consistente con la alta pluviosidad de esta región, en la cual llueven más de 200 días al año. Algunos núcleos con más de 300 días de lluvia pueden ubicarse sobre el piedemonte de Nariño y en sectores de los litorales de Valle, Cauca y Chocó. ANÁLISIS DE LA DISTRIBUCIÓN TEMPORAL Región Caribe En la mayor parte del norte y centro de la Región se observa un comportamiento bimodal. El período que registran menor cantidad de eventos lluviosos es el correspondiente a los meses de diciembre a abril en cada uno de los cuales llueve menos de 4 días; a mediados de año, durante el mes de julio, igualmente se observa una disminución de la frecuencia aunque menos pronunciada que a principios de año con valores entre 5 y 10 días lluviosos durante el mes. Los períodos con mayor cantidad de días con lluvia son los meses de mayo y junio durante el primer semestre y agosto a noviembre durante el segundo, con un máximo destacado en octubre, mes en el cual se registran alrededor de 15 días lluviosos. Región Andina En la parte central de la región Andina (santanderes, Antioquia, Eje Cafetero, Cundinamarca y Boyacá) se aprecia un período con menor cantidad de días lluviosos, ubicado en enero y febrero y un segundo período, mucho menos pronunciado, en julio y agosto. En el primer período llueven entre 10 y 15 días/mes; en el segundo entre 15

y 20 días. Los demás meses presentan más de 20 días lluviosos, especialmente en los departamentos de Antioquia y Eje Cafetero, mientras que en Cundinamarca, Boyacá y Santander, la frecuencia durante estos meses es algo menor. En Tolima, Huila, Valle, Cauca y Nariño, los meses con menor número de eventos lluviosos se presenta hacia mitad de año, en los meses de julio y agosto. El segundo mínimo, menos destacado, se presenta a principios de año. Los meses de mayor frecuencia de días lluviosos, al igual que en la parte central, continúan siendo abril - mayo durante el primer semestre y octubre-noviembre durante el segundo. Orinoquia El comportamiento del número de días con lluvia es monomodal con un período de mayores frecuencias que se extiende de mayo a octubre en los cuales llueve alrededor de 20 días/mes y un período con menor número de días lluviosos muy marcado que va de diciembre a marzo, en los cuales llueve en promedio, de 1 a 4 días. Región Pacifica Hacia el norte y centro de esta Región, la marcha anual del número de días con lluvia no presenta variaciones significativas, y en promedio llueve entre 20 y 25 días/mes. En dirección al sur, el número de eventos lluviosos, registra paulatinamente mayor variabilidad intermensual hasta la altura de Tumaco, en donde es posible diferenciar un período de mayores frecuencias durante el primer semestre, y un período con menor número de días lluviosos que tiene lugar en el segundo semestre. Durante el primer semestre, llueve entre 14 y 19 días en promedio. Durante el segundo período, el número de días lluviosos va disminuyendo de 13 en julio a 7 en noviembre. Amazonas Presenta una marcha monomodal que sin embargo, es diferente a cada lado del ecuador. Al norte del ecuador, el máximo tiene lugar hacia mitad de año, mientras que hacia el sur, el máximo es hacia los primeros meses del año y el mínimo se presenta en los meses de julio y agosto. En ambos casos es posible esperar lluvias durante más de 15 días al mes.

Mapa 1. Precipitación tota anual con histográmas

Mapa 1a. Precipitación media mensual (mm)

Enero Febrero Marzo

Abril Mayo Junio

Julio Agosto Septiembre

Octubre Noviembre Diciembre

Mapa 1b. Número de días con lluvia

Tabla 1. Precipitación Promedio Mensual (milímetros)

NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEVACIÓN LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL

Apto Vásquez Cobo Leticia Amazonas 84 -69,95 -4,15 350 326 347 344 270 199 146 163 231 253 284 281 3193

Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 1490 -75,60 6,22 55 77 114 179 191 153 108 154 178 218 150 79 1656

Apto Arauca Arauca Arauca 128 -70,73 7,07 10 9 29 121 203 284 264 218 174 155 77 25 1568

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 14 -74,78 10,88 5 1 1 25 91 104 70 102 143 178 79 24 821

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá 2556 -74,10 4,63 45 65 80 134 109 60 33 41 61 142 129 73 972

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 -74,15 4,72 32 42 64 113 92 55 41 48 73 116 88 55 818

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 2 -75,52 10,45 8 1 1 29 92 115 94 124 143 244 132 37 1021

U P T C Tunja Boyacá 2690 -73,37 5,57 16 22 47 89 82 61 44 41 48 88 73 31 641

Apto La Nubia Manizales Caldas 2080 -75,47 5,03 95 92 123 177 158 89 60 81 142 206 185 123 1530

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 244 -75,53 1,60 106 200 182 392 463 500 450 344 300 300 236 135 3707

Apto Yopal Yopal Casanare 325 -72,40 5,33 6 47 79 286 338 292 284 279 277 237 154 23 2301

Apto G L Valencia Popayán Cauca 1730 -76,58 2,43 186 178 185 213 163 88 53 65 119 278 347 258 2132

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 138 -73,25 10,43 13 7 27 63 150 91 59 108 110 210 97 26 961

Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 -75,85 8,82 3 15 26 89 160 151 148 169 177 167 87 34 1226

Apto El Caraño Quibdó Choco 53 -76,62 5,72 558 489 509 609 677 746 783 868 680 621 695 648 7883

Pto Inirida Inirida Guainia 100 -67,92 3,83 75 81 117 234 369 461 451 354 315 212 196 112 2976

San José Guaviare San José del Gua Guaviare 165 -72,63 2,58 37 69 128 224 335 341 341 226 255 218 252 73 2498

Apto Benito Salas Neiva Huila 439 -75,30 2,97 100 113 136 134 103 46 35 20 61 216 210 154 1327

Apto Alm Padilla Riohacha La Guajira 4 -72,93 11,53 1 1 2 29 77 35 18 36 120 158 104 18 599

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 4 -74,23 11,13 7 3 1 10 42 61 60 52 66 98 43 11 453

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 423 -73,62 4,17 58 107 194 510 557 501 396 381 348 426 392 138 4008

Apto Camilo Daza Cúcuta N. de Santander 250 -72,52 7,93 38 34 56 105 82 37 32 32 71 136 116 67 806

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1796 -77,27 1,42 87 104 102 159 128 62 28 33 63 173 177 139 1253

Mocoa Acueducto Mocoa Putumayo 540 -76,63 1,12 391 294 406 394 509 493 437 431 247 247 240 287 4375

Apto El Edén Armenia Quindío 1204 -75,77 4,45 117 133 176 254 220 132 94 109 166 265 264 151 2081

Apto Matecaña Pereira Risaralda 1342 -75,73 4,82 122 115 176 238 240 172 121 124 190 273 274 165 2210

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 1 -81,35 13,37 74 42 23 42 95 176 121 159 185 283 239 140 1580

Apto Sesquicentenario San Andrés San Andrés 1 -81,72 12,58 95 40 23 33 121 223 205 199 230 307 296 173 1945

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 1018 -73,10 7,13 81 90 121 133 119 92 99 95 98 133 119 73 1253

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 166 -75,28 9,33 17 25 32 91 132 138 122 150 143 132 92 32 1105

Apto Perales Ibagué Tolima 928 -75,15 4,43 79 95 137 194 238 118 73 99 158 235 168 113 1708

Apto A Bonilla A Palmira Valle 961 -76,38 3,55 48 61 103 123 97 55 28 46 69 115 99 65 908

Apto Mitú Mitú Vaupes 207 -70,23 1,27 167 190 220 317 369 374 376 305 234 232 214 188 3186

Apto Pto Carreño Puerto Carreño Vichada 50 -67,48 6,18 12 22 33 119 264 452 418 336 209 178 92 31 2166

Tabla 2. Numero de días con lluvia Promedio mensual

NOMBRE MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEV LATITUD LONGITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL


Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 1490 6,22 -75,58 11 12 16 21 23 18 16 19 21 24 21 14 215

Apto Arauca Arauca Arauca 128 7,07 -70,73 1 2 3 10 15 19 19 17 13 11 8 4 122

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 14 10,88 -74,78 0 0 0 3 9 9 7 10 13 14 9 2 76

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá 2556 4,63 -74,10 9 11 13 18 18 17 16 15 15 19 17 12 180

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 4,72 -74,15 8 10 14 18 20 18 17 16 16 18 17 12 184

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 2 10,45 -75,52 1 0 1 3 10 13 10 13 14 17 12 3 95

U P T C Tunja Boyacá 2690 5,57 -73,37 5 7 11 17 18 18 19 18 15 17 15 8 170

Apto La Nubia Manizales Caldas 2080 5,03 -75,47 13 14 19 22 23 19 16 16 20 25 20 15 223

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 244 1,60 -75,53 11 14 20 23 26 26 24 23 21 22 19 14 242

Apto Yopal Yopal Casanare 325 5,32 -72,38 1 4 7 15 16 17 18 17 15 14 10 2 134

Apto G L Valencia Popayán Cauca 1730 2,43 -76,58 16 16 17 20 19 14 9 9 14 22 23 20 199

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 138 10,43 -73,25 1 1 3 6 12 9 7 11 12 14 7 3 86

Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 8,82 -75,85 1 1 2 7 12 11 11 12 12 11 8 3 89

Apto El Caraño Quibdó Choco 53 5,70 -76,65 24 21 22 24 26 25 26 27 26 27 25 26 298

Pto Inirida Inirida Guainia 100 3,83 -67,92 8 10 10 19 24 24 25 23 20 16 15 11 204

San José del Guaviare San José del Guav Guaviare 165 2,58 -72,63 5 8 12 19 21 23 22 21 17 15 16 8 187

Apto Benito Salas Neiva Huila 439 2,97 -75,30 10 10 13 15 13 11 9 7 9 16 18 13 142

Apto Alm Padilla Riohacha La Guajira 4 11,53 -72,93 1 1 1 3 7 3 2 4 9 11 5 2 49

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 4 11,13 -74,23 0 1 1 2 6 9 8 10 12 12 7 1 68

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 423 4,17 -73,62 7 9 14 23 26 26 25 23 21 21 21 11 225

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1796 1,40 -77,28 12 12 15 17 16 10 6 6 9 18 19 15 156

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santander 250 7,93 -72,52 7 7 8 11 11 12 12 11 11 13 12 8 122

Mocoa Mocoa Putumayo 579 1,18 -76,67 13 13 17 17 20 20 20 16 16 14 14 14 192

Apto El Edén Armenia Quindío 1204 4,47 -75,77 10 11 14 18 17 13 10 10 15 19 18 13 166

Apto Matecaña Pereira Risaralda 1342 4,82 -75,73 14 14 17 21 22 20 17 16 19 23 22 17 222

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 1 13,37 -81,35 19 13 10 8 13 19 22 20 20 21 22 21 208

Apto Sesquicentenario San Andrés San Andrés 1 12,58 -81,72 19 13 9 9 13 20 24 22 22 23 22 22 217

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 1018 7,13 -73,10 10 11 14 17 18 17 18 20 19 18 14 10 185

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 166 9,33 -75,28 3 3 3 9 13 13 11 15 13 14 10 4 110

Apto Perales Ibagué Tolima 928 4,43 -75,15 12 13 16 20 20 12 10 11 15 20 18 14 179

Apto A Bonilla A Palmira Valle 961 3,55 -76,38 9 10 13 15 15 10 8 8 11 16 14 10 139

Apto Mitú Mitú Vaupes 207 1,27 -70,23 14 14 16 19 23 22 24 21 17 15 18 17 219

Apto Pto Carreño Puerto Carreño Vichada 50 6,18 -67,48 2 3 5 13 20 25 25 25 19 17 10 4 166

2.2 TEMPERATURA DEL AIRE En términos generales se sabe que la temperatura es una magnitud física que caracteriza el movimiento aleatorio medio de las moléculas en un cuerpo físico. En particular, cuando se habla de la temperatura del aire, nos estamos refiriendo a la medida del estado térmico del aire con respecto a su habilidad de comunicar calor a su alrededor. La temperatura del aire en superficie es la temperatura leída en un termómetro expuesto al aire en una garita, caseta o abrigo meteorológico que permite la existencia de una buena ventilación y evita los efectos de la radiación solar directa sobre el termómetro, a una altura comprendida entre 1.25 y 2 metros sobre el nivel del suelo. La Temperatura media corresponde al promedio de las temperaturas observadas en el curso de un intervalo de tiempo determinado (hora, día, mes, año, década, etc.), en tanto que las temperaturas extremas corresponden al valor más alto (máximo) y más bajo (mínimo), presentados en el transcurso de tal intervalo. Unidades de medición. La temperatura del aire se mide en grados de la escala Celsius o Centígrada (°C) y se reporta con décimas de grados. Esta escala internacional de temperatura emitida en 1948 y definida por la lectura de instrumentos patrón mediante los cuales es posible obtener de manera uniforme y reproducible interpolaciones entre el punto de fusión del hielo (0°C) y el punto normal de ebullición del agua (100°C). La escala de temperatura absoluta (°K) se define asignando la temperatura de 273.16°K al punto triple del agua pura, también llamada escala de temperatura Kelvin o escala absoluta. Frecuencia de las mediciones. Las observaciones se realizan de acuerdo con los propósitos y el tipo de instrumental utilizado en las diferentes estaciones meteorológicas. La hora oficial de observación es la hora fijada por el IDEAM de acuerdo con las necesidades nacionales e internacionales. Particularmente en las estaciones denominadas climatológicas, la temperatura del aire en superficie se lee a las 07, 13 y 19 HLC (Hora Legal Colombiana) y se registra en forma continua mediante Termógrafos. La temperatura Mínima se lee a las 07 HLC y Máxima a las 19 HLC Instrumentos utilizados en la medición. Se realizan lecturas instrumentales con un termómetro seco, el cual hace parte del psicrómetro (Fig.3) para determinar temperatura media. La temperatura máxima se mide con un termómetro de mercurio y la mínima con uno de alcohol (Fig. 4). Los registros instrumentales se realizan principalmente con los Termógrafos (Fig. 5)

Figura3. Sicrómetro El termómetro seco. Este termómetro está constituido por un depósito de vidrio esférico o cilíndrico, que se prolonga por un tubo capilar también de vidrio, cerrado en el otro extremo. Por el calor, el mercurio encerrado en el depósito pasa al tubo y hace subir la columna. En el interior del tubo de vidrio se encuentra una reglilla con graduaciones cada 0.2 grados Celsius (°C). La temperatura se lee sobre la graduación que corresponde al extremo de la columna de mercurio. La parte superior de la columna de mercurio es una superficie curva llamada menisco. Termómetro de máxima. El termómetro de máxima es un termómetro común de mercurio en tubo de vidrio con un estrangulamiento (estrechamiento) cerca del bulbo, de tal forma que cuando la temperatura baja, la columna no tiene la suficiente fuerza para pasar el estrangulamiento y su extremo libre queda en la posición más avanzada que haya ocupado durante el período, o sea marcando el valor de la temperatura más alta que se haya presentado.

Figura 4. Termómetro de máxima y mínima El termómetro de mínima. El termómetro de mínima es un termómetro cuyo elemento sensible es alcohol y lleva en el interior de su tubo capilar un índice de vidrio

o esmalte, de color oscuro, de unos dos centímetros de longitud siempre sumergido en alcohol. El termómetro se coloca en la garita o caseta, sobre un soporte que lo mantiene ligeramente inclinado, con el depósito hacia abajo. Si la temperatura baja, el alcohol se contrae y el índice es arrastrado hacia el depósito del instrumento. Cuando la temperatura sube, la columna de alcohol se alarga, pero el índice permanece donde estaba, indicando cual ha sido la temperatura más baja que se ha presentado. El termógrafo. Para obtener un registro continuo de la temperatura del aire, se utiliza generalmente el termógrafo, el cual se instala dentro de una caseta similar a la caseta termométrica. El elemento sensible consta de dos tiras metálicas soldadas una encima de la otra y en general arrolladas en forma de semiluna o en espiral. Dispone de un brazo que está fijo al sistema de amplificación de tal forma que la pluma roza lo menos posible sobre el diagrama, tocando la banda que rodea al tambor y dejando sobre el papel un trazo fino y regular.

Figura 5. Termógrafo VARIACIONES DE TEMPERATURA:

El motor que determina la dinámica de los procesos atmosféricos y el clima es la energía solar. El sol emite energía en forma de radiación de onda corta. Después de pasar por la atmósfera, donde sufre un proceso de debilitamiento por difusión, reflexión y absorción, la radiación solar alcanza la superficie terrestre, donde es reflejada o la absorbida. La cantidad de radiación absorbida por la superficie es devuelta en dirección al espacio exterior en forma de radiación de onda larga, con lo cual se transmite calor a la atmósfera. Algunos de los gases contenidos en la atmósfera, como el vapor de agua y el CO2 son relativamente transparentes a la radiación solar en el rango visible pero absorben bien la radiación de onda larga procedente de la Tierra. Los gases y el agua que absorben la radiación de la Tierra, también son buenos radiadores de energía. La atmósfera irradia parte de la energía absorbida al espacio y otra parte regresa a la superficie de la Tierra. Las dos terceras partes de la energía radiante atmosférica son directamente devueltas a la superficie, suministrando una fuente de energía adicional a la radiación solar directa. El intercambio de energía entre la atmósfera y la Tierra es conocido como efecto invernadero natural. La temperatura media global de la atmósfera cerca de la superficie sería de 23ºC por debajo de cero, pero gracias e este efecto invernadero, la

temperatura media del planeta es de 15ºC. El clima terrestre depende del balance energético entre la radiación solar y la radiación emitida por la Tierra, donde los gases invernadero desempeñan un rol importante. La cantidad de energía solar recibida, en cualquier región del planeta, varía con la hora del día, con la estación del año y con la latitud. Estas diferencias de radiación originan las variaciones de temperatura. Por otro lado, la temperatura puede variar debido a la distribución de distintos tipos de superficies y en función de la altura: Las variaciones de temperatura y sus causas pueden resumirse así:

• Variación diurna: cambio en la temperatura, entre el día y la noche, producido por la rotación de la tierra.

• Distribución latitudinal: distribución natural de la temperatura sobre la esfera

terrestre, debido a que el ángulo de incidencia de los rayos solares varía con la latitud geográfica.

• Variación estacional: la Tierra gira alrededor del Sol, en su órbita, una vez al

año, dando lugar a las cuatro estaciones: verano, otoño, invierno y primavera. Por otro lado, el eje de rotación de la Tierra está inclinado con respecto al plano de su órbita y el ángulo de incidencia de los rayos solares varía, estacionalmente, en forma diferente para ambos hemisferios, siendo el Hemisferio Norte más cálido que el Hemisferio Sur durante los meses de junio, julio y agosto, porque recibe más energía solar. De la misma manera, durante los meses de diciembre, enero y febrero, el Hemisferio Sur recibe más energía solar que el similar del Norte y, por lo tanto, se torna más cálido. En la zona tropical la energía que se recibe es casi la misma cantidad a lo largo del año, y por ello, las temperaturas son más uniformes a través de los meses.

• Tipos de superficie terrestre: Las diferencias de la capacidad calorífica debida a

los distintos tipos de suelo, vegetación y humedad en el suelo, producen efectos muy importantes en la variación de temperatura.

• Variación con la altura: En la tropósfera, la temperatura decrece normalmente

con la altura, aproximadamente 6.5°C por cada 1000 metros. Sin embargo, en ocasiones se puede registrar un aumento de temperatura con la altura. A este incremento de la temperatura con la altura se la denomina inversión de temperatura.

VARIABILIDAD ESPACIAL DE LA TEMPERATURA DEL AIRE Región Caribe Las mayores valores de temperatura media del aire, entre 28 y 32 °C, se presentan en la alta y media Guajira, en la parte central del Cesar y Bolívar y en el sur de los departamentos de Magdalena, Atlántico y Sucre. En el resto de la región, exceptuando la Sierra Nevada de Santa Marta y sus alrededores, las temperaturas medias oscilan entre los 24 y los 28 °C. Región Andina

La temperatura media se caracteriza por la presencia de los llamados pisos térmicos, causados por la disminución de la temperatura con el aumento de altura sobre el nivel del mar. En los valles de los principales ríos como el Magdalena, el Cauca, el Patía y el Sogamoso, se registran los más altos valores, entre 24 y 28°C, mientras que en los altiplanos de Cundinamarca, Boyacá y Nariño, la zona montañosa del centro de Antioquia, Cauca y el Viejo Caldas, se presentan valores bajos, entre 12 y 16°C. En la alta montaña se registran valores inferiores a 8°C. La temperatura guarda una estrecha correlación con la elevación, como se puede apreciar en los gráficos de dispersión que se presentan en las figuras 6ª, b y c. En forma aproximada se puede determinar la temperatura media, así como sus extremos (media máxima y media mínima) de acuerdo con la siguiente relación. Para elevaciones intermedias es posible interpolar linealmente. Esta relación tiene mayor precisión en elevaciones mayores a los 500 m.s.n.m.

Figura 6. Relación de la temperatura con la elevación Tabla 3. Temperaturas aproximadas en diferentes niveles altitudinales Elevación Temperatura Mínima

Media Temperatura Media Temperatura Máxima

Media 0 23.4 28.2 33.2

500 20.7 25.4 30.5 1000 17.9 22.6 27.7 1500 15.2 19.8 25.0 2000 12.4 17.0 22.2 2500 9.7 14.2 19.5 3000 6.9 11.4 16.7 3500 4.2 8.6 14.0 4000 1.4 5.8 11.2

A partir de estas relaciones, es posible deducir las temperaturas medias y extremas medias a partir de la elevación, como se aprecia en la tabla.

Región Pacífica En la región se registran temperaturas medias comprendidas entre 24 y 28°C. En la franja litoral, las temperaturas son ligeramente inferiores a las de la llanura costera. Orinoquia En esta región no existen accidentes orográficos notables, siendo bastante homogénea la distribución de temperatura la cual presenta valores entre 24 y 28°C. El área del piedemonte presenta la mayor variabilidad térmica con valores que oscilan entre 8 y 20 °C. Amazonia Se caracteriza por tener una fisiografía muy homogénea y por tanto las temperaturas poco varían espacialmente. En la mayor parte del territorio de la Amazonia se registran valores entre 24 y 28°C. Hacia el piedemonte los registros oscilan entre 12 y 20°C, en dependencia de la elevación. VARIABILIDAD ESTACIONAL DE LA TEMPERATURA DEL AIRE EN COLOMBIA El siguiente es comportamiento estacional de la Temperatura del Aire en las diferentes regiones naturales del país: Alta Guajira La temperatura del aire presenta un comportamiento muy regular a lo largo del año, debido a que gran parte de esta región se encuentra rodeada por el mar Caribe, evitando variaciones estacionales marcadas. Los meses de junio a septiembre se caracterizan por ser ligeramente más cálidos que los restantes. Sierra Nevada de Santa Marta y Cuenca del Cesar. La temperatura del aire presenta un comportamiento bastante uniforme a lo largo del año sobre el Valle del Cesar, con variaciones de 2°C, en promedio, entre los meses más cálidos y los más fríos, siendo los más cálidos los de finales y a principios del año. Litoral Central. La temperatura del aire presenta un comportamiento muy regular a lo largo del año, debido a que esta región se encuentra próxima al mar Caribe, las variaciones estacionales son del orden de 1.5°C. Los meses más cálidos son mayo a agosto, mientras que principios y finales del año, las temperaturas son ligeramente menores por efecto de los vientos Alisios. Bajo Magdalena. Esta región se caracteriza por ser bastante cálida, con temperaturas máximas que superan los 38°C, mientras que las temperaturas mínimas son relativamente bajas en cercanías de las estribaciones de la Sierra Nevada de Santa Marta. Los primeros meses del año se caracterizan por presentar las temperaturas máximas más altas y las temperaturas mínimas más bajas. Sinú - San Jorge - Bajo Nechí – Urabá. La temperatura del aire presenta un comportamiento muy regular a lo largo del año, con variaciones inferiores a 1°C, entre los meses fríos y los cálidos. Pacífico Norte y Central. El régimen de las temperaturas medias es muy uniforme a lo largo del año. Las temperaturas extremas presentan un comportamiento estacional irregular, con variaciones hasta de 2°C entre los meses más cálidos y los más fríos,

mientras que hacia el interior de la región es del orden de 4°C. Las temperaturas son relativamente más bajas que para otras regiones del país con estas mismas elevaciones, dado que es la región más lluviosa del país. Pacífico Sur. La temperatura media del aire es casi constante a lo largo del año con valor promedio de 26°C, al igual que las temperaturas extremas medias que fluctúan entre 22.5°C y 29.5°C. Las temperaturas extremas absolutas presentan una ligera variación entre los meses cálidos y fríos, de aproximadamente 2°C. Alto Patía y Montaña Nariñense. La temperatura del aire presenta un régimen bimodal, el cual no es muy claro en algunas zonas por los distintos microclimas que se forman a causa de la orografía. Los primeros meses de cada semestre se distinguen por ser ligeramente más cálidos que los otros meses; en general presentan las temperaturas extremas más altas y las mínimas más bajas, con tendencia a las heladas en las zonas que se encuentran por encima de los 2500 metros de elevación, durante estos períodos. Alto Cauca. La temperatura del aire presenta un comportamiento bimodal, siendo los meses de enero a marzo y de julio a septiembre, cuando se presentan las temperaturas medias y máximas más altas y las mínimas más bajas. La elevación influye en un decrecimiento en los valores de la temperatura. Medio Cauca. La temperatura del aire presenta un régimen bimodal, el cual en algunas zonas no es muy claro por los distintos microclimas que se forman por efecto de la orografía. Los primeros meses de cada semestre se caracterizan por ser ligeramente más cálidos que los otros meses, en general presentan las temperaturas extremas más altas y las temperaturas mínimas más bajas. Alto Magdalena. Las temperaturas del aire en esta zona del país son bastante cálidas y presentan un régimen bimodal a lo largo del año, caracterizándose los primeros meses de cada semestre por ser los que presentan las temperaturas más altas. Medio Magdalena. En esta región se insinúa levemente un régimen bimodal de la temperatura del aire. Los periodos de enero a marzo y de julio a septiembre registran temperaturas relativamente más altas que los otros meses. Sabana de Bogotá. En esta altiplanicie, las temperaturas tienen un comportamiento de manera tal que los meses que se caracterizan por valores máximos altos también registran, sincrónicamente valores, mínimos más bajos, siendo los meses de diciembre a marzo y de julio a septiembre los que presentan estas condiciones, sumado a la ocurrencia de heladas. Este comportamiento determina que la temperatura media del aire sea inferior durante estos periodos con relación al resto del año. Río Sogamoso. La temperatura del aire presenta un comportamiento bimodal, debido a que en los primeros meses de cada semestre se presentan los valores más extremos en las máximas y las mínimas, en particular en las zonas ubicadas por encima de los 2500 metros mantienen variaciones estacionales muy marcadas con la presencia de heladas en los periodos mencionados. Catatumbo. Las temperaturas medias presentan un comportamiento monomodal, con registros más altos a mediados de año, mientras que las temperaturas extremas tienden a presentar sus valores absolutos en los primeros meses.

Río Arauca y Cuenca Media del Meta. Los primeros meses del año se caracterizan por presentar las temperaturas más altas mientras que los últimos meses registran las más bajas. Piedemonte Llanero. Los primeros y últimos meses del año tienen la particularidad de presentar las temperaturas más elevadas, mientras que los de mediados de año presentan los valores más bajos. Orinoquia Oriental. La temperatura del aire presenta un comportamiento monomodal, con los valores más bajos en los meses de mayo a septiembre y los más altos a principios y a finales del año. Orinoquia Central. Los primeros y últimos meses del año tienen la particularidad de presentar las temperaturas más elevadas, mientras que los de mediados de año presentan los valores más bajos, sin embargo la temperatura mínima absoluta parece no seguir estrechamente este régimen. Suroriente Amazónico. En esta región de selva, las temperaturas medias del aire presentan una marcha casi uniforme a lo largo del año, con tendencia a registrar los valores más bajos a mediados de año. Sin embargo, las variaciones de temperatura entre los meses más fríos y los más cálidos son inferiores a 1°C. Amazonia Central. Las temperaturas medias muestran un régimen muy uniforme a lo largo del año, con variaciones inferiores a 2°C entre los meses más cálidos y más fríos, siendo mediados de año, la época cuando se registran las temperaturas más bajas. Piedemonte Amazonico. En esta zona, la temperatura del aire presenta una marcha casi uniforme durante los doce meses, con tendencia a valores ligeramente más bajos a mediados de año. San Andrés y Providencia. En esta zona insular, la temperatura del aire presenta un comportamiento muy regular a lo largo del año, sin variaciones estacionales marcadas, sin embargo, hacia mediados del año hay una tendencia al aumento de la temperatura. Valle de Aburra. La temperatura del aire presenta un comportamiento bimodal, no muy marcado, con variaciones estacionales hasta de 4°C. Las temperaturas máximas son más altas entre enero y abril y entre junio y agosto, mientras que las temperaturas mínimas tienen un comportamiento inverso. Alta Montaña. Las regiones de páramo presentan un régimen bastante uniforme en las temperaturas medias durante el año. Sin embargo, las temperaturas extremas absolutas muestran una marcha irregular, de manera que cuando se presentan las temperaturas máximas más altas se registran sincrónicamente las mínimas más bajas.

Mapa 2.Temperatura media

Mapa 3. Temperatura mínima media

Mapa 4 Temperatura máxima media.

Tabla 4. Temperatura Media (°C)

NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEV LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL

Apto Vásquez Cobo Leticia Amazonas 84 -69,95 -4,15 25,9 26,0 26,0 25,9 25,7 25,1 25,1 25,7 26,0 26,3 26,2 26,0 25,8

Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 1490 -75,60 6,22 22,0 22,3 22,3 22,0 21,9 22,3 22,5 22,5 21,9 21,2 21,2 21,5 22,0

Apto Arauca Arauca Arauca 128 -70,73 7,07 27,4 28,4 28,9 27,8 26,6 25,8 25,6 26,0 26,6 26,8 27,0 27,0 27,0

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 14 -74,78 10,88 26,6 26,6 26,9 27,5 28,1 28,1 28,0 28,0 27,8 27,4 27,4 27,0 27,4

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 -74,15 4,72 13,1 13,5 13,8 14,0 14,0 13,8 13,3 13,3 13,4 13,4 13,5 13,2 13,5

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá 2556 -74,10 4,63 14,0 14,2 14,6 14,7 14,7 14,3 13,9 14,0 14,0 14,2 14,2 14,1 14,2

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 2 -75,52 10,45 26,8 26,8 27,1 27,7 28,3 28,4 28,3 28,3 28,2 27,8 27,8 27,3 27,7

U P T C Tunja Boyacá 2690 -73,37 5,57 13,0 13,4 13,6 13,6 13,2 12,5 11,9 12,1 12,6 13,0 13,2 13,0 12,9

Apto La Nubia Manizales Caldas 2080 -75,47 5,03 16,6 16,9 16,9 16,8 16,7 16,7 16,8 16,8 16,3 16,1 16,1 16,3 16,6

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 244 -75,53 1,60 26,4 26,2 25,7 25,3 25,2 24,6 24,2 24,8 25,2 25,7 25,8 26,1 25,4

Apto Yopal Yopal Casanare 325 -72,40 5,33 27,8 28,1 28,1 26,5 25,6 24,8 24,8 25,0 25,7 26,0 26,3 26,8 26,3

Apto G L Valencia Popayán Cauca 1730 -76,58 2,43 18,8 19,0 19,1 19,0 19,0 19,0 19,2 19,3 19,0 18,6 18,3 18,6 18,9

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 138 -73,25 10,43 29,1 29,6 30,0 29,9 28,9 29,2 29,8 29,5 28,3 27,8 28,1 28,5 29,1

Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 -75,85 8,82 28,2 28,2 28,4 28,8 28,3 28,3 28,4 28,1 27,9 27,9 27,7 27,8 28,2

Apto El Caraño Quibdó Choco 53 -76,62 5,72 26,3 26,6 26,8 26,8 26,8 26,6 26,7 26,6 26,4 26,2 26,0 26,1 26,5

Pto Inirida Inirida Guainia 100 -67,92 3,83 26,8 27,4 27,4 26,5 26,1 25,6 25,5 25,8 26,2 26,4 26,5 26,6 26,4

San José Guaviare San José del Gua Guaviare 165 -72,63 2,58 26,5 26,6 26,4 25,9 25,4 24,7 24,5 25,0 25,4 25,7 25,8 26,1 25,7

Apto Benito Salas Neiva Huila 439 -75,30 2,97 27,5 27,8 27,7 27,2 27,4 27,6 27,9 28,6 28,7 27,6 26,8 26,9 27,6

Apto Alm Padilla Riohacha La Guajira 4 -72,93 11,53 27,0 27,1 27,4 27,8 28,6 29,8 29,9 29,5 28,5 28,0 27,7 27,5 28,2

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 4 -74,23 11,13 27,4 27,7 28,1 28,7 28,8 28,8 28,7 28,4 28,1 27,9 27,8 27,6 28,2

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 423 -73,62 4,17 26,7 27,2 26,9 25,7 25,2 24,5 24,2 24,8 25,6 25,5 25,6 25,9 25,7

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1796 -77,27 1,42 18,7 18,9 19,0 19,0 19,2 19,5 19,8 19,9 19,7 18,7 18,2 18,3 19,1

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santand 250 -72,52 7,93 26,5 26,8 27,3 27,3 28,1 28,1 28,1 28,7 28,8 28,1 27,3 26,6 27,6

Mocoa Acueducto Mocoa Putumayo 540 -76,63 1,12 23,2 23,2 23,0 22,8 22,5 21,9 21,7 22,1 22,9 23,1 23,2 23,3 22,7

Apto El Edén Armenia Quindío 1204 -75,77 4,45 22,2 22,4 22,3 22,0 22,1 22,1 22,4 22,5 22,0 21,5 21,4 21,8 22,1

Apto Matecaña Pereira Risaralda 1342 -75,73 4,82 22,1 22,3 22,2 21,7 21,6 21,6 22,0 22,2 21,7 21,1 21,1 21,7 21,8

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 1 -81,35 13,37 26,6 26,6 26,8 27,4 28,0 28,2 28,1 28,2 27,9 27,5 27,4 26,9 27,5

Apto Sesquicentenario San Andrés San Andrés 1 -81,72 12,58 26,7 26,6 26,9 27,4 27,9 28,0 27,9 27,9 27,8 27,6 27,4 27,1 27,4

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 1018 -73,10 7,13 23,0 23,2 23,4 23,3 23,1 23,1 23,0 23,1 22,9 22,5 22,5 22,7 23,0

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 166 -75,28 9,33 27,6 27,8 28,0 28,0 27,6 27,5 27,8 27,5 27,0 26,6 26,8 27,3 27,4

Apto Perales Ibagué Tolima 928 -75,15 4,43 23,8 23,9 23,9 23,7 23,6 24,0 24,5 25,1 24,5 23,4 23,0 23,2 23,9

Apto A Bonilla A Palmira Valle 961 -76,38 3,55 23,9 24,0 24,1 23,8 23,7 23,8 24,0 24,1 23,9 23,3 23,2 23,5 23,8

Apto Mitú Mitú Vaupes 207 -70,23 1,27 26,4 26,3 26,4 26,3 25,6 25,2 25,1 25,7 26,0 26,3 25,9 26,3 26,0

Apto Pto Carreño Puerto Carreño Vichada 50 -67,48 6,18 29,1 30,2 30,7 29,4 27,7 26,6 26,3 26,6 27,1 27,7 28,2 28,6 28,2

Tabla 5. Temperatura mínima media (°C)

NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEV LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL





Eldorado Didáctica Bogotá Bogotá 2546 -74,15 4,70 5,0 6,2 6,9 8,3 8,4 7,8 7,4 6,9 6,6 7,2 7,3 5,9 7,0










Apto El Caraño Quibdó Choco 53 -76,62 5,72 23,1 23,1 23,3 23,3 23,2 23,0 22,8 22,9 22,8 22,8 22,7 22,9 23,0








Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santand 250 -72,52 7,93 20,6 21,1 21,7 22,0 22,5 22,8 22,6 22,7 22,6 21,9 21,6 21,0 21,9












Tabla 6. Temperatura máxima media (°C)

NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO Dpto. ELEV LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL















Apto El Caraño Quibdo Choco 53 -76,62 5,72 29,9 30,2 30,5 30,7 31,0 31,0 31,1 31,1 30,8 30,5 30,3 29,8 30,6








Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santa 250 -72,52 7,93 31,3 31,5 31,8 31,8 32,8 32,6 32,8 33,9 34,2 33,4 32,2 31,4 32,5











Apto Pto Carreño Puerto Carreño Vichada 50 -67,48 6,18 34,7 35,8 36,1 34,5 32,4 31,0 30,7 31,2 32,2 33,1 33,5 33,9 33.3

2.3 HUMEDAD DEL AIRE

En la atmósfera terrestre se encuentran cantidades variables de agua en forma de vapor, constituyéndose este, en uno de los componentes más importantes de la atmósfera y en algunos aspectos el más importante. La mayor parte de la humedad se encuentra en los cinco primeros kilómetros dentro de la troposfera, y procede de diversas fuentes terrestres, principalmente, de la evaporación de los mares. El contenido de agua en la atmósfera depende, principalmente, de la temperatura, cuanto más elevada es la temperatura de una masa de aire, mayor es la cantidad de vapor de agua que puede retener. Al contrario, a temperaturas bajas puede almacenar menos vapor de agua. Definiciones y conceptos básicos de la humedad del aire Humedad: El término humedad se emplea para designar cualquier medida de la cantidad de vapor de agua contenido en un volumen dado de aire. El agua está mezclada con aire de forma homogénea en el estado gaseoso. Al igual que cualquier sustancia, el aire tiene una capacidad limitada de absorción, límite que se conoce como saturación. Por debajo del punto de saturación, el aire húmedo no se distingue a simple vista del aire seco, es absolutamente incoloro y transparente; sobre el límite de saturación, la cantidad de agua en exceso se precipita, ya sea en forma de neblina o bien como pequeñas gotas de lluvia. La humedad del aire es variable y depende fundamentalmente del grado de evaporación de los océanos u otras fuentes de agua. Mientras los demás gases que componen la atmósfera permanecen en forma gaseosa, el vapor se convierte frecuentemente en agua líquida, la cual a menudo se condensa en nieve y hielo. Esto es debido a que la condensación y la congelación tienen lugar a temperaturas que están en el orden de magnitud de las temperaturas atmosféricas. El vapor de agua de la atmósfera presenta su mayor concentración en las capas bajas de la troposfera y normalmente, cerca del 50% del contenido total, se encuentra por debajo de los 2.000 metros. Tensión de vapor saturante: Se conoce como tensión de vapor saturante cuando la tensión de vapor aumenta hasta un estado en el que penetran en el líquido tantas moléculas como salen de él, se alcanza entonces un estado de equilibrio y la evaporación se interrumpe. Para cada temperatura existe una tensión de vapor saturante y la masa de aire no puede recibir más vapor de agua, iniciándose entonces la condensación. Se calcula en función de la temperatura del aire, según la expresión es(t ) = E

1.8091 + (17.269425 t / (237.30 + t) )

donde:

E= base de los logaritmos neperianos = 2.71828183

t = temperatura del aire

Tensión de vapor: es la presión parcial que ejerce el vapor de agua que se encuentra contenido en la atmósfera, a una presión y temperaturas definidas, la cantidad de vapor de agua que contiene la atmósfera varía en el tiempo y en el espacio. La unidad de medición de la tensión de vapor es el milibar (mb). En la práctica se obtiene a partir de las lecturas de termómetro húmedo y seco del psicrómetro, mediante la expresión

e = es(t ’) - kp (t - t’) donde: e = Tensión de vapor (mb ó hPa)

es(t ’) = Tensión saturante a la temperatura t' (mb ó hPa)

k= Constante sicrométrica = 0.00080

t = Temperatura del termómetro seco (°C)

t’= Temperatura del termómetro húmedo(°C)

p= Presión atmosférica en la estación (mb ó hPa)

Humedad relativa del aire: es el vapor de agua que existe en una masa de aire, expresado como un porcentaje de la cantidad total que existiría si el aire estuviese saturado a esta temperatura. Se expresa en unidades enteras que van de cero (0) hasta el 100%. Los valores de humedad relativa dependen fuertemente de la temperatura del momento. En las zonas tropicales continentales, en donde las variaciones de la temperatura durante el día son generalmente grandes, la humedad relativa cambia considerablemente en el curso del día. Para comparar diferentes estaciones, los datos de humedad relativa pueden emplearse únicamente si han sido observados a la misma hora y las temperaturas no son muy diferentes.

Donde,

e = tensión de vapor calculada

es(t) = tensión saturante a la temperatura t

Temperatura del punto de rocío: O simplemente punto de rocío, es la temperatura a la cual el aire debe ser enfriado, a presión constante y a contenido de vapor de agua constante, para que ocurra saturación; o también la temperatura a la que la tensión de saturación es la misma que la tensión de vapor existente. Si la temperatura de enfriamiento es menor que la del punto de rocío, se produce la condensación. Se mide en grados Celsius (°C).

Donde,

e= tensión de vapor

HR = (e / es(t) ) * 100

Concentración de vapor: O también densidad de vapor, y conocida antes como humedad absoluta (dv), es la relación entre la masa de vapor de agua mv y el volumen V ocupado por una mezcla de vapor de agua y aire seco,

Se puede expresar también como

donde, d = humedad absoluta en Kg / m3 e = tensión de vapor en N/m2 T = temperatura en grados kelvin Humedad específica: O concentración de masa o contenido de humedad (q), para el aire húmedo, es la relación entre la masa m v del vapor de agua y la masa m v + m a del aire húmedo en el cual la masa de vapor m v está contenida.

donde, q = humedad específica en Kg/Kg e = tensión de vapor en N/m2 p – presión atmosférica MEDICIÓN DE LA HUMEDAD INSTRUMENTOS Los instrumentos que se emplean para medir el contenido de vapor de agua en la atmósfera se llaman higrómetros y son básicamente el sicrómetro (Fig.7) y el higrógrafo (Fig.8). El sicrómetro Se compone de dos termómetros iguales montados en un soporte metálico, el seco y el húmedo, el termómetro seco es un termómetro ordinario que indica la temperatura del aire en el momento de la observación, el húmedo es similar al seco pero tiene el deposito cubierto por una delgada tela de algodón conocida comúnmente como muselina, que en unos casos -sin ventilación artificial- permanece humedecida al tener uno de sus extremos sumergido en agua, y en otros casos -con ventilación artificial- es humedecida en el momento de la observación y secada mediante un ventilador.

Figura 7. El sicrómetro El principio del funcionamiento del sicrómetro se basa en el hecho de que la evaporación del agua de la muselina causa un descenso de la temperatura, la diferencia entre las temperaturas de los dos termómetros es la diferencia sicrométrica, que depende de la humedad relativa del aire y de la velocidad de este alrededor de la muselina. La rapidez de evaporación del agua de la muselina es tanto mayor cuanto más seco es el aire, por consiguiente la diferencia sicrométrica es proporcional a esta rapidez de evaporación. Los sicrómetros son de dos tipos, con ventilación artificial y con ventilación natural. Los de ventilación artificial son aquellos dotados de un dispositivo para la ventilación artificial del termómetro húmedo. Para determinar la humedad relativa, a partir de las lecturas proporcionadas por el sicrómetro, temperaturas de termómetro seco y de termómetro húmedo, se realizan una serie de cálculos mediante un juego de formulas conocidas como la formula sicrométrica. Con estas formulas también se pueden obtener los valores de punto de rocío y tensión de vapor

El higrógrafo

Figura 8. El higrógrafo Es un instrumento que proporciona un registro continuo de la humedad relativa. Tiene como elemento sensible un haz de cabellos, cuando el aire está seco las células del cabello están juntas unas a otras; pero cuando el aire está húmedo los espacios entre las células absorben vapor de agua y el cabello aumenta en grosor y longitud. Este alargamiento es el que se usa para medir la humedad. Estas variaciones de longitud debidas al cambio de humedad son amplificadas por un sistema de palancas y registradas por medio de una pluma sobre una faja de papel colocada en un tambor que gira uniforme, mediante un mecanismo de relojería. El higrógrafo va dentro de una caseta y su rendimiento depende del buen cuidado de los cabellos. Dispone de un brazo que va fijo al sistema de amplificación de manera que la pluma roza lo menos posible sobre el diagrama, tocando la banda que rodea al tambor y dejando sobre el papel un trazo fino y regular. La lectura se efectúa observando la posición de la pluma con respecto a las líneas horizontales de la faja, que indican valores de humedad. Las fajas poseen líneas horizontales que indican porcentaje. DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Y TEMPORAL DE LA HUMEDAD RELATIVA EN COLOMBIA El parámetro humedad relativa es afectado por la presencia del relieve, que actúa como barrera que puede frenar el paso de masas húmedas a otras áreas y aumentar la presencia de la humedad en el área a donde llegan estas masas, pero en general las menores o mayores alturas no inciden en la presentación de máximos o mínimos de humedad. Región Caribe Los valores de humedad relativa disminuyen de sur a norte, es así que hacia el norte y oriente de la región, en la península de La Guajira y el norte del departamento del

Cesar, se presentan los valores más bajos de humedad relativa entre el 67 y 76%. En el área de la Sierra Nevada de Santa Marta el promedio de humedad anual puede llegar hasta el 90%. Hacia el sur, en el litoral y las sabanas de Córdoba y Sucre la humedad oscila entre 76 y 85%. En el área insular, San Andrés y Providencia, el valor promedio de humedad es del 82%. A través del año la humedad relativa, en general presenta sus valores mínimos a comienzos de año, entre febrero y marzo y los máximos hacia el final, entre septiembre y noviembre. En la mayor parte de la región, hacia el mes de julio se presenta un descenso entre ligero y moderado de los valores de la humedad en casi toda la región. Región Pacífica Posee las áreas más húmedas del país, localizadas principalmente en sectores de los departamentos del Chocó y los litorales del Valle y Cauca. La influencia del factor orográfico se presenta por la Serranía del Baudó y las estribaciones de la cordillera Occidental hacia el norte de la región; hacia el sur influye la cercanía al mar, en general los registros de humedad son muy altos a lo largo del litoral, oscilan entre 83 y 92%; al interior de la región los promedios son más bajos, se encuentran entre el 73 y 79%. A través del año, la humedad relativa permanece en valores casi constantes, con mínimos entre febrero y marzo y máximos al sur de la región en mayo y en el resto de la región entre octubre y diciembre. Región Andina En general, esta zona tan extensa es altamente afectada por la gran variación del relieve, con valores medios anuales de humedad relativa entre 66% y 87%; presenta los valores más altos, registros superiores al 80%, en áreas montañosas de los departamentos de Antioquia, Santander, Norte de Santander, Cundinamarca, Cauca y Eje Cafetero y los mínimos, registros por debajo del 72%, en áreas de los valles interandinos de Huila, Tolima y Valle, además de los sectores de las cuencas de los ríos Chicamocha, Zulia y centro de Antioquia. El comportamiento a través del año es similar en toda la región, de tipo bimodal con dos picos máximos entre abril y mayo y al final del año, en los meses de noviembre y diciembre y los mínimos entre febrero y marzo y, entre julio y septiembre, Orinoquía Los valores de humedad relativa son influenciados al oeste de la región por la presencia de la cordillera Oriental. En el piedemonte llanero, hacia donde los promedios de humedad tienden a aumentar con respecto al centro de la región. En general, los registros van aumentando de norte a sur; en el norte, se tiene un 79% en promedio y hacia el sur más de 80%. A través de año la humedad permanece casi constante y en valores máximos, entre mayo y diciembre, en contraste con el período entre enero y marzo, cuando desciende a valores mínimos.

Amazonía El comportamiento de la humedad relativa, es bastante uniforme, en la mayor parte de la región, la cual se caracteriza por presenta humedades muy altas durante la mayor parte del año; los registros generalmente superan el 85 %. Temporalmente el comportamiento de la humedad es similar en casi toda de la región, excepto en el trapecio amazónico, donde es casi constante entre enero y junio para luego descender a mínimos hasta agosto, mientras que en el resto de la región presenta los mínimos entre enero y febrero y los máximos de mayo a julio y un leve descenso entre septiembre y octubre. DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Y TEMPORAL DE LA TENSIÓN DE VAPOR La tensión del vapor es un parámetro de humedad que depende de la temperatura y la presión, por lo tanto el relieve juega un papel importante en su comportamiento. Región Caribe Predominan valores de tensión de vapor entre 25 y 31 milibares en la mayor parte de la región A través del año y en casi toda la región, la tensión de vapor presenta sus valores mínimos entre enero y marzo, mientras que en el resto del año permanece alrededor de los valores máximos, excepto por un ligero descenso en el mes de julio; la diferencia se presenta en la Sierra Nevada de Santa Marta donde los valores de humedad permanecen casi constantes durante todo el año, con mínimos entre diciembre y febrero. Región Pacífica En el litoral, a lo largo de la región, se presentan registros de tensión de vapor entre 28 y 31 milibares; hacia el interior, influenciada por el relieve, la tensión de vapor presenta un mayor rango de variación, con valores que van desde 11 a 25 milibares. El comportamiento a través del año es similar en toda la región con registros máximos entre marzo y mayo y mínimos entre octubre y noviembre. Región Andina En esta región, los valores de tensión de vapor están condicionados por la elevación; disminuye a medida que se asciende, así en las áreas montañosas los valores, oscilan entre 9 y 18 milibares, mientras que en las zonas bajas, valles de los principales ríos, se presentan registros entre 22 y 31 milibares. El comportamiento a través del año es de tipo bimodal con mínimos entre enero y febrero y julio y agosto y máximos en abril y noviembre. Orinoquía Los registros mínimos se presentan en áreas de los departamentos del Casanare y Meta, hacia el piedemonte, en el extremo oriental de la región en zonas del departamento del Vichada y en la serranía de La Macarena, con valores que oscilan entre 21 y 24 milibares; los máximos se presentan en áreas al sur del departamento

del Caquetá, el Vichada y Arauca, y sus valores varían entre 26 y 28 milibares. A través del año se presentan los valores mínimos al comienzo del año, entre febrero y marzo y el resto del año permanece casi estable, con valores máximos entre abril y noviembre y un ligero descenso entre julio y agosto. Amazonía En general, esta zona presenta una orografía homogénea, con excepción del área del piedemonte; por lo tanto, la tensión de vapor presenta valores también homogéneos que se encuentran entre 24 y 29 milibares en la parte plana de la región, mientras que en el piedemonte están entre 20 y 23 milibares. El comportamiento a través del año presenta valores mínimos entre enero y marzo y permanece casi estable en valores máximos entre abril y noviembre; hacia los meses de julio y agosto se presenta un leve descenso en los valores de tensión de vapor.

Mapa 5. Humedad relativa

Mapa 6.Tensión de vapor

Tabla 7. Humedad media (%)

ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEV LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL



Apto Arauca Arauca Arauca 128 -70,73 7,07 64 64 74 83 86 85 84 83 82 82 77 78



Apto Eldorado P Bogotá Bogotá 2547 -74,15 4,72 79 79 80 82 81 79 77 77 79 82 83 81 80








Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 -75,85 8,82 76 76 75 76 80 81 80 81 81 81 81 80 79

Apto El Caraño Quibdo Choco 53 -76,65 5,70 87 86 86 86 86 86 86 86 86 87 87 88 86

Pto Inirida Inírida Guainia 100 -67,92 3,83 80 78 78 86 87 88 87 86 85 85 85 83 84

San José Guaviare San José del G Guaviare 165 -72,63 2,58 78 79 83 86 88 90 89 88 86 87 87 84 85


Riohacha Riohacha La Guajira 4 -72,93 11,53 71 69 70 73 73 67 66 70 76 79 79 74 72



Apto Camilo Daza Cúcuta N. de Santander 250 -72,52 7,93 72 71 70 72 68 63 62 60 62 68 73 74 68










Apto A Bonilla Palmira Valle 961 -76,38 3,55 72 72 73 75 76 75 72 70 72 75 76 74 73

Inmar Mitú Vaupes 183 -69,83 0,93 88 85 86 89 89 89 90 88 86 88 89 89 88


2.4 RADIACIÓN SOLAR BALANCE DE RADIACIÓN El motor que determina la dinámica de los procesos atmosféricos y el clima es la energía solar. El sol emite energía principalmente en forma de radiación de onda corta. Después de pasar por la atmósfera, donde sufre un proceso de debilitamiento (por la difusión y reflexión en las nubes) y de absorción (por las moléculas de gases y por partículas en suspensión), la radiación solar alcanza la superficie terrestre (océano o continente) que la refleja o la absorbe. La cantidad de radiación absorbida por la superficie es devuelta en dirección al espacio exterior en forma de radiación de onda larga, con lo cual se transmite calor a la atmósfera. El clima de la Tierra depende del balance radiativo.

Figura 9. Esquema de la distribución de la radiación en el sistema tierra – atmósfera. Fuente: (http://homepage.mac.com/uriarte/maprad.html) A grandes rasgos, el balance radiativo tiene los siguientes componentes (Fig.9): El flujo medio incidente en el tope de la atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 340 W/m2. Alrededor de la tercera parte de ese flujo se refleja en la atmósfera. Las nubes reflejan la mayor parte, mientras que los gases y aerosoles también intervienen en el proceso. La atmósfera y las nubes absorben unos 70 W/m2 de la radiación incidente. Unos 170 W/m2, alcanza la superficie y se denomina radiación total de onda corta. Esta radiación sigue dos modos de transmisión diferente. Una parte se transmite directamente – radiación directa- y otra parte, denominada radiación difusa, proviene del proceso de difusión causado por las nubes y moléculas de otros gases atmosféricos. De otra parte, la superficie de la tierra posee un albedo promedio elevado y debería reflejar hacia la tierra unos 50 W/m2 de los 170 que inciden. De los 50 W/m2 reflejados por la superficie, unos 20 vuelven al espacio exterior. Los 30 restantes se agregan a las radiaciones directa y difusa. La energía transmitida a la superficie calienta el suelo, que a su vez emite radiación de onda larga (debido a su temperatura más baja con respecto a la del sol). En el suelo se tienen cuatro componentes: la radiación de onda corta entrante OCE, la radiación de onda corta reflejada OCR, la radiación de onda larga entrante OLE y la radiación de

onda larga saliente OLS. La radiación neta RN es el balance entre estos cuatro componentes: RN = OCE – OCR + OLE + OLS Excepto en las zonas polares, los valores de este balance son positivos y la superficie terrestre libera energía a la atmósfera. En términos generales, la radiación neta es mucho más elevada en los océanos que en los continentes. El superávit radiativo de la superficie se redistribuye mediante tres mecanismos principales: • La transferencia de calor por conducción, se hace mediante el choque y la

transferencia de energía cinética entre moléculas rápidas y lentas. Este mecanismo solo es importante a unos pocos centímetros del suelo, donde crea el efecto de espejismo.

• La transferencia de calor turbulenta o sensible, depende de la elevación del aire

caliente y su reemplazo por el aire frío adyacente. De esta manera se transfiere calor de las capas bajas de la atmósfera a las más altas. La convección puede producirse entre el suelo y la atmósfera o entre diferentes capas de la atmósfera. El movimiento ascendente del aire crea también turbulencia producida por el rozamiento entre el aire y el suelo. Mientras más rugoso sea el suelo, mayor será la turbulencia.

• El calor latente es la energía que se almacena en el vapor de agua cuando el agua

líquida se evapora. Este es el principal mecanismo de redistribución de la radiación neta y es particularmente efectivo en las latitudes tropicales.

Por último, parte de la radiación neta se utiliza en calentar o enfriar el suelo. Con fines climatológicos, el componente más utilizado es la radiación de onda solar de onda corta, denominado también radiación global. Los demás componentes generalmente se estiman por métodos indirectos. RADIACIÓN SOLAR DE ONDA CORTA El sol emite energía en forma de radiación de onda corta. Después de pasar por la atmósfera, donde sufre un proceso de debilitamiento, la radiación solar alcanza la superficie terrestre, oceánica y continental, que la refleja o la absorbe. La radiación que finalmente llega a la superficie de la tierra se clasifica en: • Radiación directa: radiación que llega a la superficie de la tierra en forma de rayos

provenientes del sol sin cambios de dirección. • Radiación difusa: componente de la radiación solar que al encontrar pequeñas

partículas en su camino hacia la tierra, es difundida en todas las direcciones. • Radiación global: toda la radiación que llega a la tierra, resultado de la componente

vertical de la radiación directa más la radiación difusa.

DISTRIBUCIÓN ESPECTRAL DE LA RADIACIÓN SOLAR La energía solar llega en forma de radiación electromagnética o luz. La radiación electromagnética, son ondas producidas por la oscilación o la aceleración de una carga eléctrica y se puede ordenar en un espectro en diferentes longitudes de onda. La energía de una fracción diminuta de radiación, llamada fotón, es inversamente proporcional a su longitud de onda, entonces a menor longitud de onda mayor contenido energético. El sol emite energía en forma de radiación de onda corta, principalmente en la banda del ultravioleta, visible y cercano al infrarrojo, con longitudes de onda entre 0,1 y 4 micrómetros (µm) (100 a 4.000 nanómetros): • La región visible (400 nm < λ < 700 nm) corresponde a la radiación que puede

percibir la sensibilidad del ojo humano e incluye los colores: violeta, azul, verde, amarillo, naranja y rojo.

• La radiación ultravioleta (UV) es una forma de energía radiante invisible que cubre

el rango de longitudes de onda entre los 100 y los 400 nanómetros y usualmente es clasificada en tres categorías de acuerdo con la longitud de onda: UV-A (entre 315 y 400 nm), UV-B (entre 280 y 315 nm) y UV-C (entre 100 y 280 nm).

La radiación solar viaja a través de la atmósfera terrestre antes de llegar a la superficie y en este recorrido toda la radiación UV-C y el 90% de la UV-B es absorbida por gases como el ozono, vapor de agua, oxígeno y dióxido de carbono, mientras que, la radiación UV-A es débilmente absorbida en la atmósfera. Debido a lo anterior, la radiación UV que alcanza la superficie de la tierra está compuesta en gran parte por la radiación UV-A y en menor grado por la UV-B. Mientras más corta sea la longitud de onda de la radiación UV, biológicamente es más dañina.

• La región del infrarrojo entre los 700 y los 4000 nanómetros. A cada región le corresponde una fracción de la energía total incidente en la parte superior de la atmósfera distribuida así: 7% al ultravioleta; 47,3% al visible y 45,7% al infrarrojo. UNIDADES DE MEDIDA Radiación solar global Las cantidades de radiación son expresadas en términos de exposición radiante o irradiancia, siendo esta última una medida del flujo de energía recibida por unidad de

área en forma instantánea como y cuya unidad es el W/m2 . La exposición radiante es la medida de la radiación solar, en la cual la irradiancia es

integrada en el tiempo como y cuya unidad es el (kWh/m2) por día.

Radiación visible y ultravioleta Para algunas bandas espectrales, como la visible y la ultravioleta se utilizan las siguientes unidades, en particular: • Radiación visible o radiación activa en fotosíntesis (PAR, por sus siglas en inglés):

instantánea (µE/cm²seg: donde E = Einsten) y la integrada (µEh/cm²). • Radiación ultravioleta: instantánea (µW/cm²nm) y la integrada (µWh/cm²nm), en

cada longitud de onda medida.

Tabla de conversiones útiles para radiación Unidad Equivalencia 1 vatio (W) 1 Joule/segundo (J/s) 1 cal/(cm2*min) 697,5 W/m2 1 cal/cm2 al día 11,63 W*h/m2 al día 1 cal/(cm2*min) 60,29 MJ/m2 por día 1 MJ/m2 por día 0,27778 kW*h/m2 por día 1 MJ/m2 por día 277,78 W*h/m2 por día

INSTRUMENTOS DE MEDIDA Radiación solar Para medir la radiación solar se utilizan radiómetros solares como los piranómetros o solarímetros y los pirheliómetros. Según sus características pueden servir para medir la radiación solar global (directa más difusa), la directa (procedente del rayo solar), la difusa, la neta y el brillo solar.

Instrumentos meteorológicos de medida de la radiación Tipo de Instrumento Parámetro de Medida

Piranómetro i) Radiación Global, ii)Radiación directa, iii)Radiación difusa

Piranómetro Espectral Radiación Global en intervalos espectrales de banda ancha

Pirheliómetro Absoluto Radiación Directa (usado como patrón nacional)

Pirheliómetro de incidencia normal Radiación Directa (usado como patrón secundario)

Pirheliómetro (con filtros) Radiación Directa en bandas espectrales anchas

Actinógrafo Radiación Global

Heliógrafo Brillo Solar El piranómetro, es el instrumento más usado en la medición de la radiación solar (ver Fig. 11). Mide la radiación directa y difusa (global) sobre una superficie horizontal, obtenida a través de la diferencia de calentamiento de dos sectores pintados alternativamente de blanco y negro en un pequeño disco plano. Además, tiene instalado una cúpula de vidrio óptico transparente para filtrar la radiación entre las longitudes de onda que oscilan aproximadamente entre 280 y 2.800 nm.

Figura 10. Para medir radiación global

Figura 11. Piranómetro

Se pueden usar filtros en lugar de la bóveda de cristal para medir la radiación en diversos intervalos espectrales, por ejemplo: la radiación ultravioleta. Los pirheliómetros son instrumentos para la medición de la radiación solar directa. Esto se consigue colocando el sensor normalmente en el foco solar, bien manualmente o bien sobre un montaje ecuatorial. La figura 12 presenta el pirheliómetro de cavidad Absoluta, serie PMO-6, correspondiente al modelo de patrón nacional del que dispone el IDEAM.

Figura 12. Pirheliómetro de cavidad Absoluta, serie PMO-6. Otro instrumento es el pirheliógrafo, el cual se utiliza para medir la radiación solar directa (ver Fig. 13). Este instrumento registra la radiación que proviene de un ángulo sólido pequeño y que incide en una superficie plana normal al eje de este ángulo.

Figura 13. Pirheliógrafo

El actinógrafo es un instrumento que funciona mediante un sensor termomecánico, protegido por una cúpula en vidrio. Esta conformado por un arreglo bimetálico de dos superficies, una pintada de color negro y la otra de blanco, que registra mediante el trazo de una gráfica colocada en un tambor de reloj los valores de la radiación solar global. La figura 14 ilustra un actinógrafo Fuess utilizado en Colombia por el IDEAM.

Figura 14. Actinógrafo Fuess El Heliógrafo es un instrumento registrador que proporciona las horas de sol efectivo en el día (insolación o brillo solar). En este equipo el sol quema una cartulina graduada en horas, la cual está ubicada concéntricamente debajo de la esfera de vidrio. (Fig. 15)

Figura 15. Heliógrafo Radiación visible y ultravioleta El IDEAM ha establecido una red nacional para la vigilancia y monitoreo de la radiación ultravioleta, con cinco estaciones de superficie en el país, ubicadas en: Riohacha, Bogotá, Pasto, Leticia y San Andrés. Cada estación cuenta con un espectrorradiómetro con cuatro rangos espectrales de medida de la radiación ultravioleta para las bandas UV-A, UV-B y la banda integral de la radiación activa en fotosíntesis (PAR, por sus siglas en inglés). El espectrorradiómetro utilizado es el ultravioleta Biospherical GUV-511, el cual cuenta con cinco canales de medida distribuidos así: UV-B (305 nm), UV-B (320 nm), UV-A (340 nm), UV-A (380 nm) y PAR (400 - 700 nm).

Con el monitoreo continuo de la intensidad de radiación ultravioleta que llega a la superficie, se dispone de información que conduce a la determinación anticipada de la intensidad radiante con el propósito de evitar sobreexposiciones de la población colombiana a la radiación solar. IMPORTANCIA DE LA VARIABLE La radiación solar es la energía emitida por el sol, que se propaga en todas las direcciones a través del espacio mediante ondas electromagnéticas. Esa energía es el motor que determina la dinámica de los procesos atmosféricos y el clima. Medir la radiación solar es importante para un amplio rango de aplicaciones, en el sector de la agricultura o la ingeniería entre otros, destacándose el monitoreo del efecto en el crecimiento de las plantas, análisis de la evaporación e irrigación, arquitectura y diseño de edificios, generación de electricidad, diseño y uso de sistemas de calentamiento solar, implicaciones en la salud (p.e. cáncer de piel), modelos de predicción del tiempo y el clima y muchas aplicaciones más. La medición de la radiación ultravioleta es indispensable por lo siguiente: Radiación UV-A. Es la forma menos dañina de la radiación UV y es la que llega a la Tierra en mayores cantidades, causa envejecimiento de la piel, arrugas y puede incluso dañar pinturas y plásticos que se encuentren a la intemperie. Radiación UV-B. La radiación UV-B, que llega a la superficie de la Tierra es potencialmente dañina, ya que, reduce el crecimiento de plantas, la exposición humana prolongada puede causar daños a la salud, tales como: cataratas, reacciones inflamatorias del ojo, cáncer de piel, reducción de la eficiencia del sistema inmunológico, quemaduras severas en la piel, manchas y daños a otras formas de vida, así como a materiales y equipos que se encuentren a la intemperie. La cantidad de radiación UV-B está directamente relacionada con la capa de ozono, una reducción en esta capa implicará un aumento en la radiación que alcanza la superficie terrestre. Radiación UV-C. Esta es la forma más dañina de toda la gama de radiación ultravioleta porque es muy energética, pero esta radiación es absorbida por el oxígeno y el ozono en la estratosfera y nunca llega a la superficie terrestre. Finalmente, cantidades pequeñas de radiación UV son beneficiosas para personas y esenciales en la producción de la vitamina D. La radiación UV también se utiliza, bajo la supervisión médica, para tratar varias enfermedades, inclusive el raquitismo, la soriasis y el eczema. FACTORES QUE INFLUYEN EN LOS NIVELES DE RADIACIÓN Los niveles de radiación en la superficie dependen de varios factores como son: la posición del sol, la altitud, la latitud, el cubrimiento de las nubes, la cantidad de ozono en la atmósfera y la reflexión terrestre. Los niveles de radiación varían durante el día y a lo largo del año, presentándose los mayores niveles en el día cuando el sol se encuentra en su máxima elevación, esto es entre las 10 a.m. y las 2 p.m.(cerca del 60% de la radiación es recibida a estas horas), mientras que, cuando el ángulo del sol está más cercano al horizonte llega menos radiación a la superficie de la Tierra debido a que atraviesa una distancia más larga en

la atmósfera y encuentra más moléculas de ozono, dando lugar a una mayor absorción. En zonas diferentes a los trópicos los máximos niveles se presentan en los meses de verano alrededor del mediodía. La altitud también determina la cantidad de radiación que se recibe, debido a que en zonas de alta montaña el aire es más limpio y más delgada la capa atmosférica que deben recorrer los rayos solares, de manera que a mayor altitud mayor radiación. En promedio, por cada 1000 metros de incremento de la altitud, la radiación aumenta entre un 10% a un 12%. Las nubes pueden tener un impacto importante en la cantidad de radiación que recibe la superficie terrestre, generalmente las nubes densas bloquean más radiación que una nube delgada. La radiación varía de acuerdo con la ubicación geográfica; sobre la zona ecuatorial los rayos solares caen más directamente que en las latitudes medias y la radiación solar resulta ser más intensa en esa área. Las condiciones de lluvia también reducen la cantidad de radiación. La contaminación trabaja en forma similar que las nubes, de tal forma que la contaminación urbana reduce la cantidad de radiación que llega a la superficie de la tierra. La cantidad de radiación, particularmente la ultravioleta, que llega a la superficie de un lugar, está inversamente relacionada con el ozono total: a menor cantidad de ozono mayor radiación UV ingresa a la superficie. La radiación reflejada puede producir los mismos efectos que la radiación que llega a la superficie de la Tierra. La nieve es la superficie que más refleja radiación, alcanzando hasta un 80%, mientras que el concreto refleja hasta un 12%, la arena seca de playa el 15% y el agua de mar el 25%. DESCRIPCIÓN DE LA DISTRIBUCIÓN ESPACIAL El conocimiento de la distribución espacial del potencial energético solar es necesario porque facilita la identificación de regiones estratégicas en donde es más adecuada la utilización de la energía solar para la solución de necesidades energéticas. Sobre la mayor parte del territorio Colombiano la incidencia de la radiación solar global tiene promedios entre 4,0 y 4,5 kWh/m2 por día, especialmente sobre la Amazonía, la Orinoquia, sectores del centro y sur de la región Pacífica y gran parte de la región Andina. Colombia debido a su posición geográfica es favorecida con una gran disponibilidad del recurso solar. Las zonas que reciben mayor intensidad de radiación solar global en Colombia, entre 4,5 y 6,0 kWh/m2 por día, son: región Caribe, nororiente de la Orinoquia y sectores de los departamentos de Cauca, Huila, Valle, Tolima, Caldas, Boyacá, Santanderes, Antioquia y las Islas de San Andrés y Providencia. Los valores más altos (entre 5,5 y 6,0 kWh/m2 por día) se presentan en el departamento de La Guajira, norte y sur del Magdalena, norte de Cesar y reducidos sectores de Atlántico y Bolívar. Las zonas con menor intensidad de radiación solar global en Colombia, menores a 4,0 kWh/m2 por día, se presentan en sectores de Chocó, Nariño, Putumayo, Caquetá, Cauca, Tolima, Eje Cafetero, Cundinamarca, Antioquia y Santanderes. Los valores más bajos (entre 3,0 y 3,5 kWh/m2 por día) se presentan al sur del departamento de Chocó, Altiplano Nariñense, occidente de Putumayo y pequeños sectores de Cauca, Tolima y Santander.

Mapa 7. Brillo solar

Mapa 8.Radiación

Tabla 8. Horas de brillo solar

NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DPTO. ELEV LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL






Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 -74,15 4,72 192 150 141 110 111 115 135 138 122 121 131 161 136








Univ de Córdoba Montería Córdoba 15 -75,87 8,80 230 196 189 156 143 154 191 180 149 160 178 185 176



San José Guaviare San José del Gua Guaviare 165 -72,63 2,58 197 149 134 109 99 85 110 132 147 147 145 152 134






Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santa 250 -72,52 7,93 207 166 158 144 181 175 203 211 198 196 190 196 185



Apto Matucana Pereira Risaralda 1342 -75,73 4,82 191 161 160 133 136 150 187 187 145 143 149 172 160







Apto Mitú Mitú Vaupes 207 -70,23 1,27 139 107 125 113 106 101 110 130 132 128 122 120 119


2.5. VIENTO Definiciones. Por definición el viento es el movimiento natural del aire. Se determina por la dirección o punto del horizonte desde donde sopla, y por su velocidad de la cual depende su mayor o menor fuerza. Si bien el viento es una cantidad vectorial y se puede considerar una variable primaria por naturaleza, por lo general la velocidad (la magnitud del vector) y la dirección (orientación del vector) se tratan frecuentemente como variables independientes. Con el fin de que las observaciones hechas en una red de estaciones puedan ser comparables entre sí se ha convenido internacionalmente que el viento en superficie corresponde al medido a una altura normalizada de 10 m. sobre el suelo, en terreno descubierto. Se entiende por terreno descubierto aquel en que la distancia entre el instrumento y cualquier obstáculo es mayor o igual a 10 veces la altura del obstáculo.

Figura16. Rosa de los vientos Velocidad del viento. La velocidad del viento determina el desplazamiento del aire en un tiempo determinado. Dirección del viento. Por lo general, la dirección del viento se define como la orientación del vector del viento en la horizontal expresada en grados, contados a partir del norte geográfico, en el sentido de las manecillas del reloj. Para propósitos meteorológicos, la dirección del viento se define como la dirección desde la cual sopla el viento. Por ejemplo, un viento del oeste sopla del oeste, 270º a partir del norte; un viento del norte sopla desde una dirección de 360º. Las distintas direcciones del viento están referidas a la rosa de los vientos que señala los puntos cardinales y pueden presentarse en 4, 8,12 y 16 rumbos. En las estaciones climatológicas se observa la dirección del viento refiriéndola a una rosa de 8 direcciones (Ver figura 16).

Medición y unidades. Una observación de viento está caracterizada por la dirección y la velocidad. La velocidad, es decir la distancia recorrida por una partícula de aire en la unidad de tiempo, se expresa en metros por segundo (m/s) o kilómetros por hora (Km/h). En ausencia de instrumentos o cuando el equipo disponible está averiado, la forma más sencilla de estimar la velocidad es observando directamente el efecto del viento en la superficie terrestre. Con este fin se utiliza la escala Beaufort la cual sirve para evaluar la velocidad del viento con base en las características observadas.

ESCALA VELOCIDAD

PROMEDIO m/s CARACTERÍSTICAS

0 0.1 Calma; el humo sube verticalmente. 1 0.9 Ventolina; la dirección se muestra por la dirección del humo.

Las veletas no alcanzan a moverse. 2 2.4 Brisa muy débil; se siente el viento en la cara, las hojas de los

árboles se mueven; las veletas giran lentamente. 3 4.4 Brisa débil; las hojas y las ramas pequeñas se mueven

constantemente; el viento despliega las banderas. 4 6.7 Brisa moderada; se levanta el polvo y los papeles del suelo; se

mueven las ramas pequeñas de los árboles. 5 9.4 Brisa fresca: los árboles pequeños se mueven; se forman olas

en las aguas quietas. 6 12.3 Brisa fuerte; se mueven las ramas grandes de los árboles; los

paraguas se mantienen con dificultad. 7 15.5 Viento fuerte; los árboles grandes se mueven; se camina con

dificultad contra el viento. 8 19.0 Viento duro; se rompen las ramas de los árboles, no se puede

caminar en contra del viento. 9 22.6 Viento muy duro; el viento arranca tejados y chimeneas, se

caen arbustos; ocurren daños fuertes en las plantaciones. 10 26.4 Temporal huracanado; raro en los continentes. Arranca los

árboles y las viviendas sufren daños muy importantes. 11 30.5 Borrasca 12 32.7 o más Huracán

Tabla 9. Escala Beaufort para la fuerza del viento, Con indicación de las velocidades equivalentes en metros por segundo.

Hay varios instrumentos para medir y registrar la dirección y velocidad del viento en superficie, en general conocidos como anemómetros y anemógrafos. El Anemómetro utilizado con más frecuencia es el rotativo de cazoletas o cubetas (Fig. 17), el cual normalmente consta de tres cubetas cónicas o hemisféricas montadas simétricamente sobre un eje vertical de rotación en soportes a igual distancia y perpendiculares al eje vertical. La fuerza ejercida por el viento es mucho mayor en el interior que en el exterior de la cazoleta, lo que hace que éstas giren. Los Anemógrafos son anemómetros provistos de dispositivos registradores los cuales permiten conocer continuamente la dirección y velocidad del viento; la mayoría de los utilizados por el IDEAM son mecánicos, entre los cuales uno de los más comunes es el Anemógrafo Mecánico tipo Woelfle, (Fig. 18), el cual consta de una veleta y un medidor de velocidad (anemómetro de cazoletas), conectados a unos rodillos que escriben sobre un papel encerado sin necesidad de tinta. Otro de los anemógrafos utilizados por el

IDEAM es el mecánico tipo Universal (FUESS), con transmisión mecánica que registra con trazo fino la dirección, el recorrido y la velocidad instantánea del viento. El conjunto consta de un transmisor y del tambor o la faja de inscripción. La dirección y el recorrido se retransmiten mecánicamente al tambor de inscripción. Medición del recorrido. El recorrido del viento es la distancia recorrida por el viento durante un intervalo de tiempo. Se mide en kilómetros. Posee un mecanismo parecido a los contadores kilométricos de los automóviles que permite determinar el recorrido del viento en un intervalo de tiempo dado.

Figura.17. Anemómetro de cazoletas o cubetas.

Figura 18. Anemógrafo Mecánico Woelfle

El instrumento más común para medir la dirección del viento es la Paleta de viento (Fig. 19). Las paletas de viento señalan la dirección desde la cual este sopla. Pueden ser de formas y tamaños diferentes: algunas con dos platos juntos en sus aristas directas y dispersas en un ángulo (paletas separadas), otras con un solo platillo plano o una superficie aerodinámica vertical.

Figura 19. Paletas de viento

Factores que afectan el viento en Colombia. Al analizar los procesos atmosféricos en la escala nacional es conveniente tener en cuenta que éstos se desarrollan dentro del comportamiento de la atmósfera global, por lo tanto es necesario comprender este último para explicar mejor los fenómenos atmosféricos nacionales. Colombia, por encontrarse geográficamente ubicada entre el Trópico de Cáncer y el Trópico de Capricornio, está sometida a los vientos Alisios que soplan del noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur, aunque en el país no tienen siempre exactamente estas direcciones. En nuestro país, por estar en las proximidades del ecuador, la fuerza de Coriolis, que es muy importante en el campo del viento, se hace muy pequeña, y por ello los vientos están influenciados fuertemente por las condiciones locales y por el rozamiento proporcionado por las grandes irregularidades que presenta la cordillera de los Andes al ramificarse en tres sistemas que se extienden longitudinalmente a lo largo del país con diferentes elevaciones. Además los dos mares bañan el territorio nacional también tienen su papel en el comportamiento del viento. Esto hace que la dirección y la velocidad del viento varíen de un instante a otro y de un sitio a otro. Las diferencias en estos comportamientos climáticos en buen grado pueden explicarse con base en el desplazamiento de la Zona de Confluencia Intertropical - ZCIT a lo largo del año. En la zona de encuentro de los Alisios, el desplazamiento del aire se hace más lento mientras que a mayores distancias de esa área el movimiento se hace más veloz. La latitud determina la variación a lo largo del año y los patrones de circulación atmosférica dominantes. De esa forma, en julio- agosto cuando la ZCIT se encuentra en su posición extrema al norte del país, los vientos en buena parte en esos sectores tendrán menores velocidades que en otras épocas del año; así podemos explicarnos que en gran parte de la región Atlántica los vientos se intensifiquen durante los primeros meses del año, cuando la ZCIT se encuentra justamente al sur del país, por

el contrario, entre julio y agosto, en muchos lugares más al sur se aceleran, especialmente al oriente de la región Andina, donde las condiciones fisiográficas contribuyen a que los vientos sean más sostenidos y de mayor intensidad. La orografía, en general, constituye un factor que incide considerablemente en las velocidades que toma el aire en su desplazamiento; las cadenas montañosas, como la cordillera oriental que se opone al flujo de los Alisios del sureste, constituyen barreras físicas que alteran el flujo de las corrientes del aire al cruzar las cordilleras y que de acuerdo con su orientación o accidentes fisiográficos pueden conducir al fortalecimiento o debilitamiento de los vientos. La velocidad de los vientos dominantes tiende a crecer con la altitud, debido a la reducción de la fricción con el suelo. En zonas montañosas, entre la parte baja y los 2500 o 3000 metros de altitud la velocidad puede aumentar con la altitud al doble o al triple. Sin embargo muchos otros factores de orden local pueden alterar estas tendencias generales. La topografía origina grandes contrastes; algunas áreas quedan protegidas del viento, mientras que en otras soplan fuertes ráfagas de una velocidad mucho mayor que el promedio. En particular en las montañas de gran altura se presenta el efecto FOEHN; estos vientos son fuertes, secos y calientes y se desarrollan ocasionalmente en las laderas de sotavento de las cordilleras; la alta temperatura y la baja humedad relativa que acompañan a estos vientos se deben al calentamiento adiabático del aire descendente, los cuales se intensifican si del lado de barlovento el viento ascendente está acompañado de precipitación, lo que los hace más secos. (Ver Figura No. 20). El aire se enfría a barlovento a razón de 6º por kilómetro y se calienta en su descenso 10ºC por kilómetro. La variación diurna del viento en superficie también juega un rol muy destacado en las circulaciones locales y en algunos fenómenos meteorológicos asociados con ellas. Entre estas circulaciones podemos destacar la brisa de mar-tierra y la brisa valle-montaña. Estos sistemas de vientos locales se desarrollan como resultado del calentamiento desigual de la tierra y el mar o de las laderas y los valles en zonas montañosas, y juegan un papel importante en las regiones costeras del país y en amplias áreas montañosas como las comprendidas en la región Andina.

Figura 20. Flujo del Viento sobre una cordillera durante un FOEHN

Por otra parte, es posible que se registren vientos intensos de corta duración en otras épocas del año, los cuales frecuentemente están asociados con el paso rápido de sistemas atmosféricos. Tal es el caso del tránsito de ciclones tropicales por el norte del país en las temporadas de huracanes que ocurren cada año entre junio y noviembre; estos sistemas atmosféricos pueden tener vientos rotando en torno a su centro con velocidades entre 63 y 117 kilómetros por hora en su fase de tormenta tropical o superiores cuando alcanzan el grado de huracán. También el paso de sistemas atmosféricos de menor extensión caracterizados por movimientos desorganizados o turbulentos en su interior pueden llevar asociados vientos fuertes o rafagosos. Utilidad de la variable. El viento ejerce una presión sobre cualquier superficie que se oponga en su recorrido, lo cual se traduce en una fuerza cuya magnitud aumenta en función de su velocidad. Esta fuerza puede levantar o mover objetos cuando su peso sea inferior a la fuerza que lleva asociada el viento. El mes de agosto en el cual con gran frecuencia se registran los vientos de mayor velocidad en gran parte de la región Andina, ofrece en consecuencia las mayores posibilidades para elevar las cometas. Hoy en día, la necesidad de hallar fuentes alternativas para la generación de energía que favorezcan el desarrollo sostenible sin poner en riesgo la calidad de vida de las generaciones futuras, ha llevado al desarrollo de tecnologías que permiten el aprovechamiento energético del recurso climático y en particular de las propiedades dinámicas del aire representadas en las características físicas del viento, tal como ocurre con los aerogeneradores que transforman la energía del viento, eólica, en eléctrica o con los molinos de viento con fines múltiples. En general en el trópico y en Colombia, los vientos locales tienen gran preponderancia en el aporte de humedad, en favorecer los movimientos verticales y en la formación de nubes convectivas, las cuales provocan chubascos o tormentas, particularmente en las tardes; estas pueden estar acompañadas de vientos violentos de corta duración, cuyas velocidades en ocasiones pueden superar los 100 kph. Pudiendo constituirse en eventos naturales de riesgo para la vida y bienes materiales. El viento es también, junto con la temperatura y la humedad, un elemento meteorológico determinante de las condiciones de confort climático de las distintas regiones; cuando los vientos aumentan en intensidad la sensación térmica tiende a ser más fresca que cuando son más débiles. Distribución espacio temporal de la dirección del viento. Sobre las regiones planas, como en la llanura del Caribe, la Orinoquia y la Amazonia, se observan circulaciones bastante definidas en el transcurso del año y están directamente influenciadas por los vientos Alisios, mientras que en los valles interandinos y en las zonas montañosas a pesar de percibirse una ligera influencia de los Alisios las condiciones fisiográficas determinan en gran parte la dirección y velocidad del viento. En la región Pacífica el comportamiento del viento presenta particularidades en la dirección. Los vientos Alisios del sureste del océano Pacífico alcanzan a sobrepasar el ecuador en gran parte del año y por efecto de la fuerza de Coriolis, se desvían presentando una componente oeste al norte del ecuador con circulaciones cuasipermanentes dirigidas del océano al litoral.

A diferencia de las demás variables climatológicas, el viento es un vector. Sus dos componentes, la magnitud y la dirección tienen variabilidades espaciales muy diferentes. En el mapa No. 10 puede apreciarse las frecuencias de los vientos para algunos sitios del país; en las rosas de viento que se presentan se destaca el comportamiento multianual de la dirección del viento para esos sitios. El gráfico ha sido dividido en ocho direcciones (N, NE, E, SE, S, SW, W, y NW); cada barra en el gráfico indica la frecuencia con que sopla el viento desde esa dirección. De su lectura puede observarse, a manera de ejemplo, que el régimen de vientos de Bogotá señala el predominio de los vientos que vienen del noreste, en armonía con los vientos Alisios, sin embargo también se presentan, aunque con menor frecuencia, la influencia de efectos locales como la brisa valle-montaña que tienen una incidencia apreciable en el comportamiento del viento en esa ciudad.

Distribución espacio temporal de la velocidad del viento. La velocidad del viento es un parámetro muy variable, tanto en el tiempo como en el espacio. Las velocidades son muy variables durante el transcurso del día y el patrón de comportamiento diario va cambiando durante el año. A pesar de esta gran variabilidad, los promedios anuales multianuales atenúan la influencia de los altos valores. La velocidad media anual multianual varía en el Colombia entre 0 y unos 20 kilómetros por hora, en términos generales, siendo mayor en las zonas costeras del norte del país, que alcanzan a recibir plenamente las influencia de los vientos Alisios del noreste durante el invierno boreal, cuando la ZCIT alcanza su posición más meridional. El occidente del país tiende a presentar los menores valores, tal como su posición relativa a la circulación general de la atmósfera en la zona tropical permite suponer. En gran escala, la velocidad media anual en superficie alcanza en general, valores inferiores a los 15 kilómetros por hora. Los valores superiores a esta velocidad se encuentran en el archipiélago de San Andrés y providencia, en dos pequeños sectores costeros de la región Caribe, uno al centro de la Guajira y otro al occidente del departamento de Atlántico, así como un pequeño núcleo en la cuenca del río Moniquirá (Boyacá) En esas áreas la velocidad del viento varía entre 15 y 20 km/h. Sólo en San Andrés y en el occidente del Atlántico se registran valores de unos 21 km/h. La velocidad anual media varía entre 10 y 15 km/h en áreas aledañas a las anteriores: un eje suroccidente-nororiente que incluye un sector del bajo Magdalena, el valle del Cesar y la Península de la Guajira, la franja costera del Caribe entre el sur de Cartagena y Ciénaga, la cuenca del río Moniquirá y algunas áreas cercanas. Lo mismo sucede en el sur del Catatumbo, en el área del piedemonte llanero, donde la cordillera oriental disminuye su altitud, entre el sur del Sumapaz y el municipio de Colombia (Huila), así como en sectores aislados del centro del departamento de Nariño, en el valle del magdalena y el noroccidente de Antioquia. En la mayor parte del país, la velocidad media anual del viento varía entre 5 y 10 km/h. Toda la Orinoquia y la Amazonia, con la excepción del trapecio amazónico, la gran mayoría de la zona Andina, el suroccidente de la región Caribe, y la mayor parte de la región pacífica comparten este rango de velocidades del viento. Los vientos más débiles de velocidades medias inferiores a los 5 km/h se registran en el centro y el extremo sur de la costa pacífica, el trapecio amazónico y algunos núcleos

aislados en el alto Patía, el Eje Cafetero, el sur del medio Magdalena y la depresión momposina. Distribución mensual.

El viento es muy sensible a las condiciones locales, por lo cual no es extraño que la variabilidad estacional del viento no presente un patrón espacial bien definido. La presencia de los vientos más intensos en las distintas regiones del país, habitualmente no se registran en los mismos meses del año. En el norte del país, por ejemplo, los más fuertes en promedio suelen registrarse durante el primer trimestre, mientras que en la región Andina, y de manera especial en su sector oriental, lo más habitual es observarlos entre julio y agosto. La velocidad del viento es alta en San Andrés y Providencia con una distribución mensual característica de un régimen bimodal muy marcado; el viento es más intenso en diciembre y julio, mientras que las menores velocidades se presentan en abril y octubre. En el norte del país predominan las distribuciones mensuales de tipo monomodal o cuasi-monomodal con los vientos más intensos durante el mes de marzo en la región Caribe, a excepción de la Guajira donde el máximo principal se presenta en julio; en Barranquilla, el viento alcanza en promedio velocidades ligeramente superiores a 20 kilómetros por hora durante el primer trimestre, un poco más del doble de lo que normalmente se registra a mediados del año. Por el contrario, entre julio y agosto, en Cúcuta, la sabana de Bogotá, Neiva y la montaña nariñense, es común que se presente con intensidades que superan con frecuencia en más del doble al de los primeros meses del año. En la región Pacífica, la velocidad del viento no varía mucho durante el año, si bien se presentan tipos de distribuciones poco contrastadas. En el norte de esta región el patrón se asemeja más a un régimen bimodal, mientras que en el centro el patrón es cuasi-monomodal. En el litoral caucano no se encuentra ninguna tendencia definida y en el sur de la costa nariñense es también cuasi-monomodal. En el Pacífico colombiano no existen mayores diferencias entre los meses de viento más intensos. En el norte de la región, el máximo se presenta a comienzos del año, mientras que en el centro o en el sur se registra a mediados del año o durante el mes de octubre. La región Andina también alberga una gran diversidad de distribuciones. En las montañas nariñenses el régimen es monomodal; en Pasto el viento es más intenso entre junio y septiembre y el mínimo, muy marcado, se presenta en abril, mientras que en el alto Patía con altos valores en agosto y febrero y mínimos en abril y diciembre. En el alto Cauca, los valores máximos se registran en marzo y agosto, el mínimo principal en abril y uno secundario en diciembre. En el Eje Cafetero no se observa un patrón definido, mientras que en el valle de Aburrá se tiene un régimen bimodal con vientos más intensos durante los primeros tres meses del año, así como entre junio y septiembre; el mínimo principal se registra en abril, mientras que octubre corresponde al mínimo secundario. Como sucede con otras variables, se tiene un régimen monomodal en el sur del alto Magdalena con un máximo en julio y un mínimo en diciembre. En el resto de la región se observan patrones bimodales, con la excepción del Catatumbo, donde la distribución es monomodal, alcanzando su máxima intensidad promedia hacia la mitad del año, en el mes de julio y los menores promedios a principios y finales de año con un mínimo en abril.. En el suroccidente de la región Andina, hasta el norte del departamento del Valle del Cauca, el máximo principal se presenta hacia la mitad del año, en julio, o, con menos frecuencia, en

agosto. Más al norte, la tendencia se invierte y el máximo se registra casi siempre después de la mitad del año. Como es usual, en la Orinoquia predominan las distribuciones monomodales. En el piedemonte llanero el régimen es cuasi-monomodal, es más intenso entre septiembre y marzo y es mínimo en abril. Los vientos son débiles en la Amazonia y no es fácil identificar allí patrones bien definidos. En el Trapecio Amazónico, octubre es el mes de vientos más intensos, mientras que a la altura de Puerto Leguízamo se presenta en enero.

Mapa 9. Velocidad media

Mapa 10 Rosas de viento

Tabla 9. Velocidad media del viento (metros/segundo) NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEVACIÓN LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL




Apto E. Cortissoz Soledad Atlántico 14 -74,78 10,88 5,6 5,9 6,1 4,8 3,3 2,7 3,2 3,1 2,6 2,2 2,9 4,5 3,9




Apto G. L. Valencia Popayán Cauca 1730 -76,58 2,43 0,8 0,9 0,7 0,5 0,7 0,9 1,1 1,2 0,8 0,6 0,6 0,5 0,8


Apto El Caraño Quibdo Choco 53 -76,62 5,72 1,7 1,9 1,4 1,2 1,2 1,4 1,6 1,5 1,6 1,5 1,4 1,3 1,5



Apto Almirante Padilla Riohacha La Guajira 4 -72,93 11,53 5,2 4,6 5,7 2,6 4,3 5,6 6,3 5,6 4,3 3,6 3,8 4,5 4,7




Apto Camilo Daza Cúcuta Norte Santander 250 -72,52 7,93 3,3 3,0 2,7 2,2 3,5 5,1 6,2 5,5 4,3 3,1 2,5 2,7 3,7





Univ Ind. Santander Bucaramanga Santander 1018 -73,10 7,13 2,0 1,9 1,9 0,9 2,0 1,9 2,0 1,9 2,1 1,9 1,7 1,9 1,8

Apto Palonegro Lebrija Santander 1189 -73,20 7,10 2,8 2,8 2,7 2,1 2,8 2,7 2,9 2,8 3,0 2,7 2,6 2,7 2,7



Apto A. Bonilla A. Palmira Valle 961 -76,38 3,55 1,7 1,9 1,9 0,7 1,2 1,5 1,8 1,9 1,8 1,5 1,5 1,3 1,6


2.6 LA EVAPORACIÓN Definiciones La evaporación es la emisión de vapor de agua desde una superficie húmeda a temperatura inferior al punto de ebullición. La transferencia del agua desde la superficie terrestre a la atmósfera se efectúa por tres procesos diferentes: - por evaporación del agua líquida - por sublimación del hielo - por transpiración de las plantas La evaporación se produce a partir de superficies de agua o de superficies sólidas húmedas, como ocurre con el suelo. La sublimación es la transformación directa en vapor de agua del hielo o de la nieve. El agua que extraen del suelo las raíces de los vegetales sube hasta las hojas donde se transforma, en su mayor parte, en vapor de agua escapándose a la atmósfera por las estomas. Esta emisión de vapor de agua por las hojas de las plantas se conoce con el nombre de transpiración.

Importancia de medir la evaporación Es indispensable medir la velocidad de evaporación y de transpiración para poder determinar la cantidad de agua disponible para ser utilizada por el hombre en las ciudades y aglomeraciones urbanas y para la vida animal y vegetal en el campo. Los datos de sobre evaporación se utilizan ampliamente en diferentes ramas del sector productivo, principalmente en las aplicaciones a la agricultura y a la generación de energía. En agricultura, el dato de evaporación permite estimar necesidades de riego mediante un balance hídrico que incluya también precipitación, propiedades del suelo y estado del cultivo. De la misma manera, se debe incluir el dato de evaporación en el manejo de embalses mediante modelos de balance hidrológico. Factores que influyen en la evaporación Los diversos factores que influyen en la evaporación que se produce en una superficie o un cuerpo cualquiera, son los siguientes: - Radiación total, solar y terrestre. - Temperatura del aire y de la superficie evaporante. - Velocidad del viento al nivel de esta superficie - Presión atmosférica - Naturaleza de la superficie. - Cantidad de agua contenida en la superficie evaporante. Además de los valores en la superficie, de la temperatura, la velocidad del viento y la humedad, también es importante la variación de estos elementos en las capas bajas. Por ello, la velocidad de evaporación puede variar grandemente sobre zonas relativamente pequeñas.

La evaporación del suelo no depende solamente de las condiciones meteorológicas; también depende de factores tales como el contenido de agua, las propiedades físicas y la composición química del suelo y, asimismo, de la profundidad de la capa freática. Métodos de medición Existen principalmente tres métodos directos para medir la evaporación: • Midiendo la variación de peso de una muestra de terreno • Observando la pérdida de agua de una superficie porosa humedecida. • Observando el descenso de nivel de una superficie de agua expuesta al aire libre en

un depósito o tanque de grandes dimensiones. La evaporación se mide generalmente en el tanque de evaporación, por diferencia de lecturas, ajustando el tornillo micrométrico y la medida se da en milímetros (mm); en algunas estaciones se toman las lecturas a las 7:00, 13:00 y 19:00 horas, pero generalmente se toman lecturas cada 24 horas. En caso que existan precipitaciones, el total de lluvia se suma a la diferencia de las lecturas y nos da el total de agua evaporada. Instrumentos de medición Tanque de evaporación tipo A (Fig.21): es un tanque cilíndrico de 120,7 centímetros de diámetro y 25,5 centímetros de altura, hecho en lámina de hierro galvanizado o en fibra de vidrio. En el interior del tanque se pintan dos líneas amarillas, una a 5 centímetros y la otra debajo del borde, con el fin de mantener correcto el nivel del agua. El tanque lleva los siguientes accesorios para efectuar las mediciones del nivel del agua y de la temperatura de esta: tanque estabilizador, tornillo micrométrico y termómetros de extremas.

Figura 21.Tanque de evaporación Tipo A Evaporímetro Piche: esta formado por un tubo de vidrio cerrado por un extremo y abierto por el otro, que se llena de agua destilada o de lluvia, su extremo abierto se tapa mediante un disco de papel secante sujeto por una arandela de alambre. El aparato se cuelga dentro de una caseta meteorológica con el extremo abierto hacia abajo; el disco impide que el agua se derrame pero se impregna con ella y la deja

evaporar sobre toda su superficie con mayor o menor rapidez según las condiciones de temperatura y humedad relativa. El tubo lleva una escala graduada en milímetros y por diferencia de lecturas se obtiene la cantidad de agua evaporada en un período de tiempo.

Unidades de medida La velocidad de evaporación de una superficie puede expresarse como el volumen de agua líquida que se evapora por unidad de superficie en la unidad de tiempo, o dicho de otro modo, es la altura de agua líquida que vuelve a la atmósfera en la unidad de tiempo, desde la superficie total y generalmente es esta última la manera de expresar la evaporación: La unidad de tiempo puede ser el día o la hora y la unidad de altura el milímetro o la pulgada. Corrientemente la unidad empleada es el milímetro por día (mm/día) DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE LA EVAPORACIÓN EN COLOMBIA En el mapa de la distribución espacial de la evaporación, se pueden apreciar valores máximos en la zona norte colombiana, que esta influenciada directamente por los sistemas subtropicales, especialmente en el departamento de la Guajira, donde los promedios anuales de la evaporación, que son los más altos del país y oscilan entre 2100 y los 3700 milímetros. Vale aclarar, que los sistemas de mayor persistencia son los anticiclones, por lo que tiende a presentarse un clima extremadamente seco durante todo el año y extremadamente caliente, además en la mayor parte de este territorio sus alturas se encuentran cercanas al nivel del mar. De manera similar sucede a lo largo de la línea del litoral (Santa marta – Golfo de Morrosquillo), pero con un régimen menos intenso, moderado por las circulaciones tierra-mar, con valores entre 1300 y 1700 milímetros. En las estribaciones de la Sierra Nevada de Santa Marta, se presenta un régimen dominado por el efecto de la elevación. En este caso, los valores de la evaporación disminuyen, siendo de los más bajos del país, con oscilaciones alrededor de los 600 milímetros anuales. La cuenca del bajo Magdalena y en especial las sabanas de Córdoba, Bolívar, Cesar, Magdalena y noreste de Antioquia, se ven afectadas por flujos de aire provenientes del Norte y Oeste, además del gran calentamiento radiativo que se produce durante el día, lo cual incide en los altos niveles de evaporación, cuyos valores son cercanos a los 1700 milímetros anuales. En los valles interandinos, igualmente se aprecian valores elevados de evaporación, predominando la circulación valle-montaña. En el centro de los valles, la convección térmica ejerce un efecto reforzante muy importante. La evaporación promedio anual varía entre los 1300 y los 1500 milímetros anuales. En las laderas de las tres cordilleras, la evaporación tiende a disminuir, como es el caso de la sabana de Bogotá, en donde los valores oscilan entre 900 y los 1100 milímetros. Sobre la costa pacífica colombiana, el océano en interacción con una circulación de tipo monzónico que se desarrolla en la zona ecuatorial, aporta humedad al sur de la vertiente occidental de la cordillera del mismo nombre. De la misma manera, en el sector Norte del Pacífico colombiano el sistema cuasi permanente dirige la humedad hacia la cordillera. Estos fenómenos aportan bastante humedad, que dan origen a la formación de nubes de gran desarrollo vertical, que inciden directamente en una

menor influencia de la radiación solar directa sobre esta parte del país y por lo tanto afectan los procesos de evaporación, registrándose menores valores, alrededor de los 1000 milímetros anuales. Al oriente del país los procesos de evaporación están afectados por ascensos verticales de aire debido al calentamiento de la superficie de la tierra, a la influencia de los vientos alisios del sureste y del noreste. Los valores son altos, cercanos a los 1700 milímetros anuales, particularmente hacia el centro y este de la Orinoquia. El sur del país esta influenciado por la denominada baja de la Amazonia, que es un sistema que incide sobre la circulación atmosférica y corresponde a un sistema de baja presión en niveles bajos de la cuenca amazónica. Esta baja contribuye a intensificar la convección y por ende la nubosidad, que junto con la gran humedad producida por la selva amazónica afectan directamente los procesos de formación de la evaporación. En consecuencia, los niveles de evaporación en algunos sectores son bajos, similar a como ocurre en el pacífico colombiano, alrededor de los 1000 milímetros y aumentan a medida que ascendemos hacia la Orinoquia y el piedemonte amazónico, hasta alcanzar valores cercanos a los 1300 milímetros anuales. En San Andrés y Providencia, la evaporación oscila en valores entre 1500 y 1700 milímetros al año. DISTRIBUCIÓN TEMPORAL DE LA EVAPORACIÓN EN COLOMBIA Uno de los factores que inciden en el régimen anual de la evaporación, es el paso de la zona de convergencia intertropical, que durante el año atraviesa el país de sur a norte y viceversa. Algunas regiones del país generalmente presentan una distribución bimodal, caracterizada por una distribución con dos períodos de máximos valores de evaporación al año, en medio de los cuales ocurren períodos de valores menores, y otras regiones presentan un régimen monomodal, caracterizado por un período de valores altos, seguido de un período de valores mínimos. La distribución bimodal se presenta principalmente en la zona norte del país, valles interandinos del Magdalena - Cauca y en gran parte de la región Andina y la monomodal en algunos sectores del noroccidente del país, región Pacífica, y gran parte de la Orinoquia y Amazonía. Presentan régimen bimodal (dos máximos y dos mínimos al año): la mayor parte de la región Caribe con excepción de la región del Bajo Nechí, parte de la cuenca del río Sinú y río San Jorge, incluyendo Montería, Cereté y Apartado, donde se aprecia una distribución monomodal, es decir un período de valores altos, entre los meses de diciembre a marzo, seguido de un período de valores bajos, entre abril y noviembre. En la mayor parte de la región Andina, el comportamiento anual de la evaporación es de tipo bimodal; los mayores valores en la evaporación ocurren en los meses de comienzos del año, durante la temporada seca, mas marcada que la de mediados de año, así como en los valles interandinos de la cuenca Magdalena – Cauca. A medida que ascendemos en la parte alta de las cuencas mencionadas, el comportamiento se hace mas uniforme a lo largo del año, con una tendencia monomodal, de máximos durante los meses de mitad del año. En la mayor parte de la Orinoquia incluido el piedemonte llanero, se presenta un régimen monomodal, con valores máximos entre diciembre y marzo y registros más bajos durante el resto del año. Igual sucede en la mayor parte de la Amazonía, aunque sus rangos de fluctuación son más uniformes.

La región Pacífica no presenta una tendencia definida y más bien tiende a mostrar escasa diferencia entre las cantidades evaporadas por cada mes en particular, sin embargo los mayores valores levemente superiores en la zona norte y central ocurren durante julio y agosto y en el pacífico sur (Tumaco-Guapi), entre marzo y abril. Al sur del país, en la región del alto Patía y la Montaña Nariñense, se presenta un régimen monomodal, con máximos valores de evaporación a mediados del año y mínimos a finales y comienzos del mismo.

Mapa 11. Evaporación media

Tabla 11. Evaporación media (milímetros) NOMBRE ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEVACIÓN LONGITUD LATITUD ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL


Medellín Medellín Antioquia 1491 -75,58 6,68 68 71 74 60 66 71 86 77 65 52 51 56 796



Obs Met Nacional Bogotá Bogotá D.C. 2556 -74,10 4,63 69 66 69 57 58 60 69 70 67 60 58 65 767

Apto Eldorado Bogotá Bogotá D.C. 2547 -74,14 4,70 102 94 94 79 85 82 93 90 90 93 83 80 1066





Aguazul Aguazul Casanare 380 -72,55 5,18 150 159 153 100 106 83 103 102 102 113 118 148 1436


Pueblo Bello Valledupar Cesar 1000 -73,63 10,37 85 88 90 66 44 44 52 45 36 36 36 60 680

Univ de Córdoba Montería Córdoba 15 -75,86 8,80 196 144 162 145 129 118 135 133 146 160 111 122 1700



San José Guaviare San José del Guav Guaviare 165 -72,62 2,57 128 119 122 92 81 81 79 91 100 105 95 115 1207

Apto Benito Sala Neiva Huila 439 -75,29 2,95 161 149 159 150 159 173 209 225 205 173 136 141 2040


Prado Sevilla Zona Bananera Magdalena 18 -74,16 10,77 136 146 158 152 137 126 130 127 118 117 109 117 1572


Apto Antonio Nariño Chachagui Nariño 1873 -77,29 1,39 133 127 113 135 110 144 192 193 131 156 138 135 1706

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte D Santan 250 -72,53 7,78 159 153 162 158 195 217 248 256 218 183 143 143 2236











2.7 METEOROLOGÍA AGRÍCOLA Meteorología Agrícola se define como la acción mutua que se ejerce entre los factores meteorológicos e hidrológicos, por una parte, y la agricultura en su más amplio sentido, incluida la horticultura, la ganadería y la silvicultura, por otra. Su objeto es detectar y definir dichos efectos para después aplicar los conocimientos que se tienen de la atmósfera a los aspectos prácticos de la agricultura. Su campo de interés se extiende desde la capa del suelo, donde se encuentran las más profundas raíces de las plantas y árboles, pasando por la capa de aire próxima al suelo en la que los cultivos, animales y árboles viven, hasta alcanzar los más elevados niveles de la atmósfera que interesan a la aerobiología, siendo esta última capa de gran interés para el transporte de semillas, polen e insectos. Además del clima natural y sus variaciones locales, la meteorología agrícola trata de las modificaciones del medio ambiente (como las producidas por los rompevientos, barreras de protección, riego y medidas contra las heladas), de las condiciones climáticas durante el almacenamiento, tanto en el interior como sobre el terreno, de las condiciones ambientales en los alojamientos del ganado y en los edificios agrícolas y por último en el interior de los vehículos durante el transporte de los productos agrícolas.

Campos de acción

Medición de variables meteorológicas

• Red de estaciones agrometeorológicas • Recolección y concentración de información agrometeorológica • Procesamiento de la información

Medio ambiente de las plantas y producción de cultivos

• Efecto de los elementos meteorológicos en el desarrollo y crecimiento de las plantas

• Cantidad y calidad de las cosechas • Evaluación y seguimiento operativo de las condiciones de los cultivos

Efectos nocivos en las plantas y pérdidas de los cultivos

• Presencia de plagas y enfermedades • Daños producidos por heladas, sequías, vientos fuertes o granizo.

Salud del ganado y producción pecuaria

• Problemas ambientales relacionados con el alojamiento, salud y producción del ganado

Recursos climáticos

• Encuestas climatológicas • Evaluación de ecosistemas • Estudios del potencial y aprovechamiento de las tierras • Estudios de condiciones climáticas • Efecto de la variabilidad climática en la agricultura • Análisis de recursos agroclimáticos

Recursos hídricos

• Oferta y demanda de agua para la agricultura • Uso eficiente del agua para los cultivos • Necesidades de riego y programación de los excedentes de agua y drenaje

Meteorología forestal

• Efecto de las condiciones climáticas en la implantación, crecimiento y cosecha de especies forestales

• Pronóstico de incendios forestales En el contexto del presente atlas, se concede especial prioridad a la estimación de la disponibilidad de agua en el suelo agrícola. Al efecto, es importante conocer las demandas de agua representadas por el concepto de la evapotranspiración potencial (ETP), la disponibilidad neta de agua, determinada por el resultado del balance precipitación – ETP y el comportamiento en el tiempo de la disponibilidad hídrica en el suelo. Otro aspecto fundamental para la planificación y evaluación de la actividad agrícola y ganadera con respecto al clima, lo constituye el seguimiento de los fenómenos adversos de origen meteorológico, que pueden potencialmente afectar a los cultivos. Por ello se incluye la descripción del comportamiento espacio-temporal de los fenómenos de sequía y helada lo cual es información de especial utilidad con fines de seguro agrícola y ordenamiento territorial, entre otros. 2.7.1 LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL La evapotranspiración potencial - ETP es un importante elemento del balance hídrico por cuanto determina las pérdidas de agua desde una superficie de suelo en las condiciones que se han definido. La cuantificación de las pérdidas es indispensable para el cálculo del agua disponible en el suelo a ser utilizada por las plantas para su crecimiento y producción. Mediante contraste con la lluvia, permite establecer las necesidades de riego o drenaje en una región determinada constituyéndose en esta forma en variable indispensable en los estudios de ordenamiento y clasificación agroclimática. DEFINICIONES Evaporación potencial es la cantidad de vapor de agua que puede ser emitida desde una superficie libre de agua. Transpiración es la pérdida de agua liberada hacia la atmósfera a través de los estomas de las plantas. Evapotranspiración es la suma de las cantidades de agua evaporada desde el suelo y transpirada por las plantas. Evapotranspiración potencial es la cantidad máxima de agua capaz de ser perdida por una capa continua de vegetación que cubra todo el terreno cuando es ilimitada la cantidad de agua suministrada al suelo. Evapotranspiración real es la cantidad de agua perdida por el complejo planta - suelo en las condiciones meteorológicas, edafológicas y biológicas existentes. En estas últimas se incluye el tipo de cultivo, y su fase de crecimiento y desarrollo. En las condiciones edafológicas se incluye el contenido de humedad y la fuerza con que esta humedad es mantenida. La evaporación potencial es por consiguiente la demanda evaporativa de la atmósfera y normalmente excede a la evapotranspiración potencial en aproximadamente un 20 por ciento, debido principalmente a la mayor reflexión radiativa de la capa vegetal comparada con la superficie del agua.

FACTORES QUE AFECTAN LA ETP Los factores principales que inciden en la modificación del poder evaporante de la atmósfera son: a) Déficit de saturación del aire. Dalton estableció desde principios del siglo XIX su

famosa ley según la cual, si todos los demás factores permanecen invariables, la velocidad o tasa de evaporación de una superficie es proporcional al déficit de saturación (ed - ea ), es decir, la diferencia entre la presión de saturación y la tensión de vapor. La ley de Dalton se expresa generalmente designando por E la tasa de evaporación:

E = K. ( ed - ea)/ P, en la cual Ed, ea - presión de saturación y tensión de vapor respectivamente P - presión atmosférica b) Temperatura del aire. La presión de saturación crece con la temperatura. La tasa

de evaporación es pues, para un mismo déficit de saturación una función creciente de la temperatura de la superficie evaporante. Esta última temperatura varía en el mismo sentido que la temperatura del aire. Como por otra parte, ésta ha sido ligada en un lugar dado y en cierta medida a otros factores meteorológicos de la evaporación como la insolación o la sequedad del aire, se concibe que ciertos autores hayan logrado poner en evidencia una relación bastante definida entre la temperatura media y las evaporaciones correspondientes.

c) Radiación. La evaporación absorbe calor; este es suministrado principalmente por la radiación solar y transformada más o menos selectivamente en energía calorífica por la superficie evaporante. Es pues indispensable incluir en las formulas de evaporación o ETP, el factor de intensidad de la radiación y sus diferentes componentes y transformaciones.

d) Velocidad y turbulencia del viento. El viento asegura el reemplazo del aire, más o menos saturado, al contacto con la superficie evaporante por nuevas capas que tienen una temperatura y una humedad generalmente mas bajas. Favorece pues la evaporación, tanto mas cuanto que su velocidad y su turbulencia son grandes; sin embargo, si estos parámetros alcanzan un valor límite por encima del cual el vapor de agua es dispersado a medida que se forma, todo crecimiento de dichos parámetros mas allá de ese límite no tendrá efecto. Numerosas fórmulas de ETP hacen intervenir la velocidad del viento en un término correctivo a menudo importante; es necesario anotar que esta velocidad varía con la altura por encima del suelo. Ante la imposibilidad de medir esta velocidad en la superficie de contacto misma se eligen alturas representativas que varían entre 0.50 y 10 mts.

e) Presión barométrica. La influencia de este parámetro es a veces discutida, pero se admite generalmente que la evaporación aumenta cuando la presión barométrica decrece. Esta última interviene en ciertas fórmulas de cálculo de ETP bajo la fórmula logarítmica, pues para la mayor parte de los autores su influencia es muy pequeña.

f) Humedad del suelo. Influye directamente en la velocidad de la transpiración. Esta

puede ser limitada por la lentitud del movimiento del agua, en particular en un suelo

poco húmedo; por otra parte, si la tasa de humedad del suelo desciende por debajo de cierto valor llamado “coeficiente” de marchite, las raíces no son ya capaces de extraer el agua subsistente todavía en el terreno y la transpiración cesa, la planta se marchita y muere.

MÉTODOS ANALÍTICOS DE CÁLCULO DE LA ETP La ETP se mide y se estima en milímetros por unidad de tiempo. La ETP puede ser medida directamente o estimada por medio de ecuaciones empíricas debidamente calibradas. En cuanto al cálculo analítico, se hará referencia a los métodos más comunes de cálculo. En vista de la complejidad de medición directa del parámetro, existen numerosos métodos de cálculo consistentes en ecuaciones empíricas. Entre estos métodos, los más conocidos son el de Thornthwaite, el cual depende únicamente de la temperatura y el de García y López que depende la humedad relativa y de la temperatura. Sin embargo, el más utilizado en latitudes tropicales es el de Penman, del cual existen varias versiones. Se describe con algún detalle la versión mas comúnmente usada en Colombia, que es la de Penman - Monteith. Método de Penman- Monteith En áreas que poseen datos de temperatura, humedad, viento e insolación o radiación es recomendable el empleo del método de Penman modificado, pues es probable que proporcione resultados más satisfactorios para evaluar los efectos del clima sobre las necesidades de agua en las plantas. La ecuación que utiliza este método es:

en donde:

pendiente de la curva de presión

constante psicrométrica modificada

radiación neta en la superficie del suelo (MJ/m .día)

G flujo calórico del suelo (MJ/m .día)

calor latente de vaporización (MJ/Kg) T temperatura del aire (°C)

U velocidad del viento a 2 mts

e presión media del vapor de saturación (Kpa)

e presión media real del vapor (KPa)

En resumen, las variables de entrada en el método de Penman modificado son: • Temperatura (T)

• Presión o tensión del vapor (e )

• Brillo solar (n)

• Velocidad del viento a 2 mt (U ) Estas variables se miden en la mayoría de las estaciones climatológicas principales. La solución de la ecuación es la ETP media diaria. Para fines climatológicos basta con multiplicar este valor por el número de días del mes para obtener el total medio mensual y al sumar los 12 meses del año se obtiene el total anual, utilizado en representaciones espaciales. COMPORTAMIENTO ESPACIO-TEMPORAL DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL Región Caribe En la Alta Guajira se registran los valores de ETP más altos del país, presentando totales anuales mayores a los 1600 mm. En algunas ocasiones la ETP puede alcanzar hasta 2000 mm. Hacia el Valle de la cuenca del río Cesar, la ETP fluctúa entre 1600 y 1800 mm. En las estribaciones de la Sierra Nevada de Santa Marta, se presenta un régimen dominado por el efecto de la elevación. En este caso, los valores de ETP disminuyen desde 1400 al pie de la Serranía, hasta menos de 800 mm en elevaciones medias y es de suponer que mucho menores al continuar ascendiendo. En el litoral central, la ETP se mantiene uniforme en valores dentro del rango de 1400 a 1600 mm al año. En la zona del Bajo Magdalena, se observan valores de 1400 a 1600 mm y sobre la cuenca del Sinú – San Jorge y regiones del Bajo Nechí y Urabá, se registran los valores de ETP más bajos de la Región Caribe, los cuales oscilan entre 1200 y 1400 mm al año. Máximo principal en marzo y secundario en julio-agosto. Mínimo principal en noviembre y secundario en junio. Generalmente los valores son mayores hacia en norte de la región. Los máximos oscilan alrededor de los 140 mm y los mínimos son cercanos a los 100 mm. Región Pacifica En la región del Pacífico norte y central se presentan las zonas con menores valores de ETP en Colombia. En sectores de la franja costera, se registran entre 800 y1000 mm. En el resto de la región los totales anuales son ligeramente superiores a 1000 mm. Hacia el Pacífico sur, los valores de ETP son en general menores de 1200 mm descendiendo hasta alrededor de 800 mm sobre la costa. De otra parte, sobre la Cuenca del alto Patía y debido al predominio de las altas temperaturas, predominan valores altos que incluso superan los 1400 mm en algunos sectores. Mínimos en diciembre-enero-febrero, con intensidades cercanas a los 80 mm/mes. Máximos en agosto hacia el centro del Chocó y en marzo hacia el litoral, con valores cercanos a los 100 mm.

Región Andina MONTAÑA NARIÑENSE. La ETP presenta valores relativamente bajos por el efecto de altura. En general se encuentran en el rango de 800 a 1000 mm. CUENCA DEL CAUCA. En el extremo Sur, se registran los menores valores, especialmente en las partes altas de la cordillera, donde la ETP oscila alrededor de los 800 mm. En dirección norte, los totales anuales estimados aumentan paulatinamente hasta valores promedio de 1200 a 1400 mm. e incluso ligeramente superiores, en las partes bajas del Valle geográfico del río Cauca. Más al norte, en la cuenca del medio Cauca, los totales son relativamente bajos en vista de las altas humedades del aire. En general oscilan entre 1000 y 1200 mm anuales, con algunos núcleos mayores en sectores de la parte baja de la cuenca y de valores menores al rango hacia las vertientes de la cordillera occidental. Máximo principal en agosto y secundario en marzo, con 120 a 130 mm. Los mínimos tienen lugar en noviembre, o bien, en abril-mayo-junio con valores de alrededor de 100 mm CUENCA DEL MAGDALENA. En el fondo del valle del Alto Magdalena, se observan las mayores evapotranspiraciones, llegando a alcanzar valores cercanos a los 1800 mm anuales en lugares como el norte del Huila y Sur del Tolima. Hacia las estribaciones de las cordilleras la magnitud de la ETP puede descender hasta 1200 en elevaciones medias e incluso menos en elevaciones mayores a los 2000 m.s.n.m. En el medio Magdalena, se registra una distribución uniforme de la ETP con valores entre 1200 y 1400 mm. Hacia el extremo norte la ETP asciende rápidamente de 1400 hasta valores cercanos a los 1600 mm. El efecto de altura es menos marcado debido a las altas humedades del aire que caracterizan la zona. Particularmente en la Sabana de Bogotá, los valores de ETP son relativamente bajos debido al efecto de la altura. En general se sitúan en el rango de 800 a 1000 mm. A lo largo de la cuenca media y baja del río Bogotá la ETP comienza a ascender hasta acercarse a los 1400 mm en las partes bajas de la cuenca. El máximo principal se presenta en agosto con más de 180 mm/mes en el Alto Magdalena y menores en dirección norte. El secundario no es muy apreciable en el sur pero hacia el extremo norte tiende a notarse en marzo. Mínimo principal es generalmente en noviembre con magnitudes de aproximadamente 100 a 110 mm. Orinoquia Se dan grandes variaciones, oscilando entre 1400 a 1600 mm en cercanías a Arauca y también sobre el extremo nororiental de Vichada, hasta 1000 mm e incluso menos sobre el piedemonte de la cordillera Oriental. La distribución durante el año es aproximadamente monomodal con un máximo en enero y un mínimo en mayo-junio. Los máximos valores llegan a 170 mm/mes mientras que los mínimos están alrededor de 90 mm. Amazonia Gran parte de la región muestra entre 1000 y 1200 mm con excepción de sectores en el trapecio amazónico y parte del Guainía, en los cuales se incrementa ligeramente.

Sobre el piedemonte amazónico, la ETP disminuye paulatinamente hasta alcanzar valores de 800 mm sobre las estribaciones de la cordillera. Se presenta una distribución bastante uniforme durante el año con un máximo principal en agosto y un mínimo en febrero. No existe mucha diferencia durante el año, oscilando entre 90 y 120 mm/mes.

Mapa 12. Evapotranspiración potencial

Tabla 12. Evapotranspiración potencial (milímetros) ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO LATITUD LONGITUD ELEVACIÓN ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC ANUAL

Apto Vásquez Cobo Leticia Amazonas -4,20 -69,95 84 95 90 103 101 101 96 109 115 112 112 99 94 1226

Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 6,22 -75,58 1490 113 107 118 102 106 113 127 127 114 102 96 103 1329

Apto Arauca Arauca Arauca 7,07 -70,73 128 148 148 161 125 110 98 101 108 113 118 115 129 1473

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 10,88 -74,78 14 144 139 157 145 137 130 141 137 121 115 114 132 1612

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá D.C. 4,72 -74,15 2547 84 76 84 76 76 74 79 83 81 78 73 78 942

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá D.C. 4,63 -74,10 2556 75 70 76 71 71 68 72 75 72 71 66 70 857

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 10,45 -75,52 2 138 132 151 140 136 129 139 135 124 119 115 126 1583

U P T C Tunja Boyacá 5,57 -73,37 2690 88 84 92 82 78 72 76 79 79 81 78 83 974

Apto La Nubia Manizales Caldas 5,03 -75,47 2080 86 80 87 80 79 79 88 87 79 75 72 78 969

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 1,60 -75,53 244 118 100 102 92 91 82 87 97 103 109 105 114 1201

Apto Yopal Yopal Casanare 5,32 -72,38 325 140 132 135 111 104 89 96 108 108 112 111 127 1373

Apto G L Valencia Popayán Cauca 2,43 -76,58 1730 92 84 92 84 84 87 99 102 92 86 81 86 1067

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 10,43 -73,25 138 214 213 229 175 157 161 187 176 149 141 149 185 2136

Apto Los Garzones Montería Córdoba 8,82 -75,85 20 130 123 134 122 123 123 137 145 136 126 105 121 1525

Apto El Caraño Quibdo Choco 5,70 -76,65 53 86 84 95 92 96 94 102 104 97 97 88 84 1118

Pto Inirida Inirida Guainia 3,83 -67,92 100 113 110 118 98 93 86 92 100 104 106 98 102 1220

San José Guaviare San José del Guav Guaviare 2,58 -72,63 165 120 108 113 95 87 78 85 97 102 104 98 109 1194

Apto Benito Salas Neiva Huila 2,97 -75,30 439 135 125 138 128 140 152 176 181 162 140 120 124 1723

Apto Almirante Pad Riohacha La Guajira 11,53 -72,93 4 161 150 175 146 160 189 212 190 153 138 128 146 1948

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 11,13 -74,23 4 149 146 169 155 154 147 150 148 136 132 126 138 1751

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 4,17 -73,62 423 119 102 102 95 93 90 104 114 109 106 106 116 1255

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1,40 -77,28 1796 92 86 96 89 93 97 111 115 108 96 85 88 1157

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte De Santan 7,93 -72,52 250 141 128 137 155 187 200 209 190 153 134 123 124 1880

Mocoa Acueducto Mocoa Putumayo 1,17 -76,63 650 106 97 101 90 89 80 85 93 94 98 94 100 1128

Apto El Edén Armenia Quindío 4,47 -75,77 1204 98 91 102 93 91 89 103 108 100 98 88 93 1154

Apto Matecaña Pereira Risaralda 4,82 -75,73 1342 112 104 114 101 99 98 111 114 105 101 96 104 1259

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 13,37 -81,35 1 133 131 156 150 150 137 147 146 130 124 117 124 1646

Apto Sesquicentenario San Andrés San Andrés 12,58 -81,72 1 136 132 160 155 148 130 137 138 126 123 116 127 1629

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 7,13 -73,10 1018 106 100 109 100 100 99 109 115 108 102 94 99 1241

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 9,33 -75,28 166 157 151 172 147 141 139 154 154 136 127 124 140 1740

Apto Perales Ibagué Tolima 4,43 -75,15 928 120 110 117 106 111 121 148 158 135 112 100 107 1445

Apto A Bonilla A Palmira Valle 3,55 -76,38 961 116 110 121 104 104 105 120 124 117 112 104 107 1343

Apto Mitú Mitú Vaupes 1,27 -70,23 207 114 104 107 95 93 84 89 99 100 104 100 107 1196

Apto Pto Carreño Puerto Carreño Vichada 6,18 -67,48 50 185 185 197 146 120 101 107 113 117 128 131 159 1688

2.7.2 DISPONIBILIDAD HÍDRICA EN LA CAPA AGRÍCOLA DE SUELO Uno de las características más importantes que estudia la Meteorología agrícola es la cantidad de agua contenida en la capa superficial de suelo, en la cual la mayoría de raíces crecen y se desarrollan. Esta capa generalmente tiene una profundidad menor a un metro para la mayoría de cultivos perennes y un poco más en algunos cultivos de ciclo anual. El conocimiento de la disponibilidad hídrica en el suelo y su distribución en el tiempo, permite establecer las necesidades de riego y drenaje, ocasionadas por la componente climatológica. Además, establecer las fechas de siembra y las épocas más apropiadas para la realización de labores de campo. De otra parte, es una información útil para la implementación de nuevos cultivos. De esta manera, constituye una información invaluable para el planificador así como para el agricultor raso. DEFINICIONES Y MÉTODO DE CÁLCULO DE LA DISPONIBILIDAD HÍDRICA La forma de conocer la disponibilidad hídrica es generalmente mediante el cálculo de un balance hídrico, el cual tiene como información inicial tres parámetros fundamentales: la precipitación media, la evapotranspiración potencial y el almacenamiento en función de la textura y la profundidad medias del suelo. El método más comúnmente utilizado para el cálculo del balance hídrico es el de Thornthwaite. Este método supone que el agua que llega al suelo, bien sea por precipitación, o por escorrentía o por aportes subterráneos y es evapotranspirada de acuerdo con las condiciones medias climáticas o actuales de la atmósfera. Si la diferencia (Precipitación – ETP) >0, es posible un aporte al suelo, en caso de que este tenga capacidad de almacenamiento, si no puede contener más agua, al aporte extra se cuantifica como “escorrentía”. Si la diferencia (Precipitación – ETP) <0, el suelo perderá este mismo volumen de agua de acuerdo con la reserva acumulada en el período anterior, hasta cuando termine su reserva. Una vez termine esta reserva, el volumen no satisfecho se denominará “déficit”. De otra parte, es importante tener en cuenta el agua realmente evapotranspirada, la cual es igual a la potencial, cuando el suelo está a plena capacidad de almacenamiento y menor, a medida que el suelo disminuye su reserva. A este volumen se le denomina “evapotranspiración real”.

Figura 22. Ejemplo de balance hídrico El concepto del balance hídrico del suelo, se ilustra por medio de gráfico adjunto: las áreas en las cuales la precipitación supera a la ETP, se representan en color azul, mientras que el caso contrario, figura en color amarillo. El período durante el cual se está consumiendo agua sin aportes adicionales, se denomina consumo (figura en blanco) y el período en que se está aportando agua se denomina almacenamiento (aparece en verde). (Fig. 22) En el caso presente, la cuantificación de excesos y deficiencias hídricas, se ha derivado a partir del balance hídrico de la capa agrícola de suelo, empleando la metodología de Palmer, la cual calcula los mismos parámetros del método tradicional de Thorthwaite, pero se diferencia en el concepto como se gana o se pierde agua en las capas menos profundas del suelo. Considera el suelo dividido en dos capas: la capa superficial, que gana y pierde agua en forma potencial (hasta 20 mm) y la capa profunda, que lo hace en forma proporcional (hasta la capacidad de campo correspondiente al suelo predominante) El balance se calculó en forma decadal tomando como parámetros de entrada, la ETP determinada por la ecuación de Penman-Monteith, la precipitación decadal promedio y la capacidad de campo, calculada como el producto de la fracción volumétrica de agua aprovechable para la textura dada y la profundidad promedio del suelo del área. La metodología detallada de este método puede ser consultada en la literatura especializada. Con fines de caracterización climática de la disponibilidad hídrica en el suelo, los resultados de cada balance hídrico se pueden expresar en índices, tales como el denominado índice de humedad de Thorthwaite. Este índice es una combinación del índice de humedad y del índice de aridez, calculados de acuerdo con las siguientes expresiones: Índice de humedad Ih=(EXC/ETP)*100 Índice de aridez Ia= (DEF/ETP)*100 Factor de humedad Fh = Ih - 0.6*Ia= (100*Ex - 60*D) / ETP en donde: ETP Evapotranspiración potencial en mm EXC Exceso en mm

DEF Déficit en mm Los rangos en los cuales se clasifica el Factor de Humedad son los siguientes: Fh < -40 árido -40 < Fh > -20 semiárido -20 < Fh < 20 seco 20 < Fh < 60 adecuado 60 < Fh < 80 ligeramente húmedo 80 < Fh < 100 moderadamente húmedo 100 < Fh < 150 muy húmedo Fh > 150 superhúmedo A partir del balance hídrico se ha cuantificado además el valor de los excesos y deficiencias hídricas totales durante el año, y a partir de estos valores, el agua neta disponible en el suelo. Es decir, en un determinado punto los excesos suman una cantidad en milímetros E (mm) acumulados generalmente durante las temporadas lluviosas, y las deficiencias de agua una cantidad D (mm), durante los períodos secos. El agua neta será entonces AN (mm) = E (mm) - D (mm) El valor así obtenido es un indicativo de la cantidad de agua que es necesario regar (si es negativo) o drenar (si es positivo), para el establecimiento de cultivos en épocas secas o lluviosas respectivamente. Naturalmente estas cifras deben ser interpretadas a macroescala y reflejan la aptitud hídrica predominante de una región. Para cálculos de riego deberán tenerse en cuenta factores adicionales de tipo agronómico (tipo de cultivo, época de siembra) o de tipo edáfico (propiedades físicas del suelo) Distribución espacial del Factor de Humedad de Thornthwaite (Fh) y del agua neta en el suelo (AN) Con fines de análisis de las variables Fh y AN, se ha preparado el mapa No 13, en el cual aparece el rango del índice de Thornthwaite con el valor de AN correspondiente a sus necesidades potenciales de riego o drenaje. De esta forma se ha establecido la siguiente tabla de clasificación: Árido: Déficit mayor a 500 mm/año Semiárido: Déficit de 250 a 500 mm/año Seco: Déficit de 0 a 250 mm/año Adecuado: Exceso de 250 a 500 mm/año Ligeramente húmedo: Exceso de 500 a 1000 mm/año Moderadamente húmedo: exceso de 1000 a 1500 mm/año Muy húmedo: exceso de 1500 a 2000 mm/año Superhúmedo: exceso mayor a 2000 mm/año De acuerdo con este mapa, la mayor parte de las áreas localizadas en la región Caribe presentan deficiencias durante el año, equivalentes a más de 500 mm/año. Otras regiones con deficiencias apreciables se localizan a lo largo del valle del alto Magdalena, en la Sabana de Bogotá, en sectores de la cuenca alta del río Sogamoso y en el valle geográfico del alto Cauca.

Por el contrario las regiones que presentan excesos importantes de más de 1500 mm/año, están concentradas sobre la cuenca media de los ríos Magdalena y Cauca y hacia el Nechí. También en sectores de Santander, y al occidente de Boyacá y Cundinamarca. Por último, se aprecia que los rangos más adecuados para el crecimiento y desarrollo de cultivos por no registrar excesos ni deficiencias severas, se encuentran generalmente sobre las franjas medias de las cordilleras, especialmente en las cuencas altas del Magdalena y el Cauca. La Amazonia, Orinoquia y Región Pacífica, presentan abundante oferta del recurso hídrico y como resultado, los excesos suman más de 1000 mm en total durante el año. Las deficiencias son poco significativas y se concentran en unos pocos meses o semanas. Distribución temporal de la disponibilidad hídrica en el suelo A través del año, cada localidad presenta sus características propias en dependencia del régimen climático imperante en la zona y de las propiedades físicas de los suelos predominantes. Algunos ejemplos representativos se ilustran en las figuras 23 a, b. Región Caribe Es predominantemente deficitaria durante al mayor parte del año. En el norte de la región, la situación es crítica en todos los meses, aun cuando se modera levemente durante el segundo semestre. En el litoral, incluso es posible encontrar algunos excesos hacia finales del mes de septiembre y comienzos de octubre. En dirección sur, las condiciones van siendo paulatinamente más favorables, evidenciándose un aumento de humedad durante el primer semestre y condiciones de satisfacción hídrica durante la mayor parte del segundo semestre. En Montería, por ejemplo, existen almacenamientos desde el mes de abril, e incluso algunos excesos durante los meses de septiembre y octubre. Región Andina Existe gran variabilidad. La cuenca del medio Cauca registra un periodo de abundante abastecimiento hídrico en cada semestre y no presenta altos volúmenes de déficit. El alto Cauca, por el contrario, muestra largos periodos de déficit especialmente a mitad de año, aun cuando en cada semestre existen meses en los cuales es posible encontrar aceptable disponibilidad hídrica para cultivos no muy exigentes en agua. En la cuenca del Magdalena, la situación es de condiciones de moderada disponibilidad hídrica durante los meses de marzo abril, mayo y septiembre, octubre, noviembre y de altos niveles de déficit durante el resto del año. Sin embargo, en las estribaciones de las cordilleras en general las condiciones son mucho más favorables, ya que se incrementan los volúmenes de agua almacenados y en exceso. Orinoquia El régimen monomodal de las lluvias, características de la región, condiciona el balance hídrico. Al extremo norte, se presenta un largo período de abundante disponibilidad hídrica el cual se prolonga de marzo a octubre. Por el contrario, desde noviembre a febrero, el déficit es agudo y el consumo agota rápidamente las reservas logradas

durante el período de altas lluvias. Hacia el piedemonte y también al centro y oriente de la región, los excesos tienden a ser mayores y la época de déficit es menos prolongada. Amazonia El extremo sur presenta durante todo el año excesos hídricos especialmente en el primer trimestre. Solamente en los meses de junio, julio y agosto se registra una disminución de los volúmenes en exceso. Hacia el piedemonte amazónico, en los departamentos de Caquetá y Putumayo, y en general al norte de la latitud 2°S, el régimen es de elevados volúmenes de exceso durante la mayor parte del año, siendo mucho mayores a mitad de año. En los meses de diciembre, enero y febrero, los excesos son escasos en magnitud, pero en ningún momento del año se presentan deficiencias hídricas en el suelo. Región Pacifica Al norte y centro de esta región los excesos son altos durante todo el año. En dirección sur, la magnitud de los excesos disminuye considerablemente especialmente durante el primer semestre. Con un adecuado manejo, es posible la explotación agrícola especialmente de cultivos anuales con altos requerimientos de agua.

BALANCES HÍDRICOS CLIMÁTICOS PARA ALGUNAS CIUDADES DE COLOMBIA

Riohacha Barranquilla

Montería Medellín

Armenia Cali

Popayán Pasto

Buenaventura Quibdó

BALANCES HÍDRICOS CLIMÁTICOS PARA ALGUNAS CIUDADES DE COLOMBIA

Cúcuta Bucaramanga

Bogotá Tunja

Ibagué Neiva

Arauca Villavicencio

Florencia Leticia

Mapa 13. Índice hídrico

Mapa13a. Agua neta en el suelo - mensuales

Agua neta en el suelo (mm/mes) Enero Febrero Marzo

Abril Mayo Junio

Julio Agosto Septiembre

Octubre Noviembre Diciembre

Tabla 13. Índice hídrico, suma de exceso y suma de déficit en principales ciudades

ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SEP OCT NOV DIC

ESTACIÓN MUNICIPIO DEPARTAMENTO ELEV LAT LON I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III I II III

Apto Pto Carreño Puerto Carreño

Vichada 50 6,18

-67,48

0,1 0 0,1 0 0 0,2 0,1 0,2 0,2 0,6 1 1,3 1,9 1,6 3,1 4,3 4,7 5,1 4,5 3,8 4,5 3,6 3,1 2,7 1,9 1,6 1,5 1,8 1 1,3 1,1 0,9 0,5 0,3 0,3 0,1

Apto Mitú Mitú Vaupes 207 1,27

-70,23

1,6 1 1,2 1,9 1,9 2,6 1,9 2,1 2,5 3,1 3,4 4,2 4,9 3,5 4,3 4,7 4,9 3,9 4,5 4,5 4,1 2,8 3,3 2,3 2,5 2,9 2,3 2,5 2,2 2,4 2,6 2,7 1,8 1,9 2,1 1,6

Apto A Bonilla A Palmira Valle 961 3,55

-76,38

0,4 0,3 0,4 0,6 0,5 0,4 1,1 0,6 0,9 1,1 1,2 1,4 1 0,9 0,9 0,7 0,4 0,4 0,3 0,2 0,3 0,2 0,3 0,4 0,4 0,6 1 1,1 0,9 0,9 1 0,9 0,9 0,6 0,6 0,5

Apto Perales Ibagué Tolima 928 4,43

-75,15

1 0,6 0,5 1,1 0,9 0,9 1 1,3 1,3 1,6 2,1 2,1 2,4 1,8 2,1 1,4 1 0,7 0,7 0,5 0,4 0,4 0,5 0,7 0,7 1,2 1,6 1,6 2,3 1,8 1,9 1,6 1,5 1,4 1,2 0,6

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 166 9,33

-75,28

0,1 0,1 0,1 0,2 0,1 0,2 0,1 0,1 0,2 0,4 0,5 0,9 1 0,9 0,8 1,1 1 0,7 0,9 0,7 0,8 0,8 0,8 1 0,7 1 1,2 1 1 0,9 0,6 0,8 0,6 0,4 0,2 0,1

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 1018 7,13

-73,10

0,6 0,8 0,9 1,2 0,8 0,8 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,6 1,1 1,2 1,3 1 0,9 0,7 0,9 1,1 0,9 0,6 0,7 0,9 1,1 0,8 0,9 1,3 1,4 1,3 1,3 1,2 1,1 0,8 0,6 0,9

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 1 13,37

-81,35

0,7 0,6 0,4 0,5 0,2 0,3 0,2 0,1 0,1 0,1 0,2 0,5 0,2 0,7 1,5 1,3 1,7 1,1 0,9 1 1 0,9 0,9 1,1 1 1,4 1,8 3,2 2,3 1,8 2,1 2,2 2 1,3 0,9 0,8

Apto Sesquicentena San Andrés San Andrés 1 12,58

-81,72

0,7 0,7 0,6 0,4 0,3 0,2 0,2 0,1 0,2 0,2 0,3 0,2 0,4 1,1 1,3 1,5 2 1,9 1,5 1,7 1,2 1,3 1,5 1,3 1,7 2 1,8 2,8 2,1 2,4 2,7 2,4 2,1 1,9 1,2 1

Apto Matecaña Pereira Risaralda 1342 4,82

-75,73

1,1 1 1,1 1,3 1 0,9 1,6 1,5 1,7 1,9 2,1 2,8 2,4 2,3 2,4 2,1 1,6 1,6 1,2 1,2 0,9 1 1 1,3 1,3 1,5 2,1 2,1 2,5 2,8 3,2 2,9 2,2 1,9 1,6 1,2

Apto El Edén Armenia Quindío 1204 4,45

-75,77

1,2 1,1 1,2 1,8 1,3 1,1 1,7 1,8 1,8 2,4 2,5 3,3 2,7 2,4 2 1,8 1,6 1,2 1 0,8 0,8 0,6 1 0,9 1,1 1,6 2,1 2,3 2,7 2,7 2,7 3,3 2,7 2,1 1,5 1,3

Mocoa Acueducto Mocoa Putumayo 650 1,12

-76,63

1,3 1,9 2,2 2,7 1,9 2,7 2,8 3 2,5 3,6 4,4 4,6 5 4,4 5,2 6,9 5,5 4,8 5,8 5,4 3,9 4,8 3,8 3,7 3 3,1 2,6 2,8 2,6 2 2,4 3,4 2 2,1 2 1,9

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santander 250 7,93

-72,52

0,2 0,3 0,3 0,2 0,2 0,3 0,4 0,3 0,5 0,4 0,6 0,7 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,2 0,2 0,1 0,2 0,2 0,2 0,2 0,4 0,3 0,6 0,7 1,1 0,9 0,8 0,8 0,9 0,9 0,4 0,3

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1796 1,42

-77,28

0,9 1,2 0,9 1 1,2 0,8 1,1 0,9 1,4 1,4 1,6 1,9 1,4 1,3 1,4 1 0,6 0,4 0,3 0,2 0,2 0,2 0,2 0,4 0,2 0,5 1 1,5 1,5 1,6 2 2,1 1,7 1,4 1,5 1,4

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 423 4,17

-73,62

0,6 0,5 0,4 0,8 0,9 1,5 1,5 1,7 2,8 4 5,2 6,9 5,7 6,4 6,5 5,6 5,6 5,2 4,9 4 3,4 4 3,1 3,2 3,2 3,3 3,9 4,3 4 4,1 4,2 3,6 3,2 2,1 1,1 0,6

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 4 11,13

-74,23

0 0,1 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0,1 0,2 0,2 0,4 0,5 0,3 0,4 0,3 0,4 0,4 0,3 0,3 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,7 0,5 0,5 0,3 0,1 0,2 0 0

Apto Almirante Padilla Riohacha La Guajira 4 11,53

-72,93

0 0 0 0 0 0 0 0 0 0,1 0,2 0,3 0,3 0,5 0,6 0,4 0,2 0,1 0,1 0,1 0 0,3 0,3 0,3 0,7 0,6 1,4 0,8 1,4 1,2 0,7 0,3 0,3 0,2 0,1 0

Apto Benito Salas Neiva Huila 439 2,97

-75,30

1 0,6 0,6 0,9 0,8 1,1 1 0,9 1,1 1 1 1,2 0,7 0,8 0,7 0,5 0,3 0,2 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 0,2 0,3 0,3 0,7 1,1 1,8 1,8 1,5 2,1 1,6 1,5 1,3 1



San José Guaviare San José del Guav

Guaviare 165 2,58

-72,63

0,4 0,2 0,4 1 1 1 1,2 1,7 1,3 3,4 2,2 3,3 3,7 4,3 3,8 3,9 5,3 4,8 5,1 3,3 3,3 3,1 2,3 2,8 2,2 1,8 2,6 1,9 2,1 2,3 2 2,8 1,8 0,9 0,4 0,3

Pto Inirida Inirida Guainia 100 3,83

-67,92

0,8 0,8 0,5 1,5 1 1,1 0,9 0,8 0,8 2,6 2,9 3 4,3 3,9 5,1 4,9 6,1 5,9 5,5 5,5 5,3 4,6 4,3 3,2 3,3 3 2,7 1,9 1,9 2 2,1 2 2,2 1,5 1,1 1,1

Apto El Caraño Quibdó Choco 53 5,72

-76,62

7,3 6 5,6 6,3 5,3 5,1 6 4,3 5,3 6,5 6,4 7,4 7,1 7,3 7,7 7,1 7,6 8,3 7,9 7,6 7,6 8,3 7,4 7,4 7,9 6,7 6 7,2 5,5 6,1 8,1 7,3 8,5 7,9 7,3 7,3

Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 8,82

-75,85

0,1 0 0,1 0,1 0,1 0,2 0,2 0,1 0,3 0,6 0,7 1,2 1,8 1,4 1,4 1,1 1,4 1,1 1,1 1,5 1,2 1,1 1,2 1,1 1 1,5 1,8 1,6 1,3 1,1 0,9 0,7 1 0,5 0,2 0

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 138 10,43

-73,25

0 0,2 0 0 0,1 0 0,1 0,1 0,2 0,2 0,4 0,5 0,9 1,1 0,9 0,7 0,6 0,3 0,3 0,3 0,3 0,6 0,6 0,8 0,9 0,7 0,8 1,5 1,4 1,1 0,7 0,6 0,6 0,4 0,1 0,1

Apto G L Valencia Popayán Cauca 1730 2,43

-76,58

2 2 1,8 2,3 1,8 1,6 2,1 1,7 2,1 2,2 2,4 2,6 2,1 1,8 1,8 1,3 1 0,7 0,4 0,5 0,5 0,4 0,6 0,8 0,7 1,3 1,8 2,6 2,9 3,8 3,8 4,4 4,1 3,7 2,8 2,7

Apto Yopal Yopal Casanare 325 5,32

-72,38

0 0 0,1 0,2 0,4 0,7 0,6 0,4 0,8 2,1 2,1 3,9 3,1 3,6 3,2 3,2 4,2 2,8 4,1 3,3 3 2,7 2,4 2 2,9 2,8 1,9 2,8 2,5 1,7 1,7 0,8 0,8 0,2 0,2 0,2

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 244 1,60

-75,53

1 0,8 0,9 1,8 1,9 2,4 2,3 3,2 2,8 3,8 4,3 4,7 4,9 5,3 5 5,9 6,3 6,1 5,8 5,2 4,6 4,4 3,3 3,1 3 2,9 2,8 2,8 2,7 2,7 2,1 2,4 2,2 1,7 1 0,9

Apto La Nubia Manizales Caldas 2080 5,03

-75,47

1 0,7 0,8 1,4 0,9 1,1 1,3 1,2 1,3 1,6 1,9 2,5 2,1 2,6 2,6 2,2 1,3 1,6 1,3 0,9 1,3 1,4 1,3 1,8 1,5 2,1 1,8 2,4 2,1 2,2 1,9 2,3 2,1 1,5 1,3 0,9

U P T C Tunja Boyacá 2690 5,57

-73,37

0,1 0,4 0,1 0,3 0,3 0,3 0,5 0,6 0,6 0,8 0,9 1,2 0,9 1 1,1 1 0,7 0,7 0,6 0,5 0,7 0,5 0,5 0,5 0,5 0,6 0,7 1,1 1 1 1 1 0,8 0,5 0,3 0,2

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 2 10,45

-75,52

0,1 0,1 0 0 0 0 0 0 0 0 0,2 0,4 0,5 0,7 1,1 1 0,8 0,8 0,6 0,7 0,9 1 0,8 0,9 1,2 1,1 1 1,7 2,2 1,7 1,4 1,1 0,8 0,7 0,1 0

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 4,72

-74,15

1,1 1,2 0,6 0,5 0,6 0,5 0,8 0,7 0,9 1,2 1,3 1,6 1,4 1,1 1,1 1 0,8 0,5 0,6 0,5 0,4 0,5 0,5 0,7 0,6 0,9 1,2 1,3 1,3 1,4 1,5 1,4 1 0,9 0,8 0,5

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá 2556 4,63

-74,10

0,5 0,6 0,5 0,8 0,9 0,8 1 0,8 1,2 1,6 1,8 1,9 2,1 1,3 1,1 1 0,8 0,5 0,6 0,5 0,4 0,6 0,6 0,5 0,7 0,7 1,1 1,8 1,6 2,1 1,9 1,9 1,8 1,4 0,9 0,8

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 14 10,88

-74,78

0 0,1 0 0 0 0 0 0 0 0,1 0,2 0,3 0,5 0,8 1,1 0,9 0,7 0,6 0,6 0,4 0,5 0,6 0,7 1 1,2 1,1 1,3 1,5 1,7 1,4 0,8 0,8 0,4 0,5 0 0

Apto Arauca Arauca Arauca 128 7,07

-70,73

0,1 0,1 0 0,1 0,1 0,1 0,2 0,2 0,3 0,7 1,1 1,8 1,8 2,3 2,4 2,5 3 3,4 2,9 2,5 2,8 2,1 2,2 1,9 1,9 1,5 1,3 1,3 1,5 1,6 0,9 0,6 0,9 0,4 0,1 0,1

Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 1490 6,22

-75,60

0,5 0,6 0,4 0,7 0,7 0,7 0,9 0,8 1,2 1,4 1,7 2 2 1,8 1,8 1,5 1,2 1,1 1 0,8 0,8 1 1,1 1,4 1,1 1,5 1,7 2,1 2,1 2,1 1,7 1,6 1,4 1,1 0,8 0,6

Apto Vásquez Cobo Leticia Amazonas 84 -4,15

-69,95

4,1 3,9 3,2 3,9 3,8 3 3,6 3,3 3,2 3,6 3,4 3,3 3 2,5 2,5 2,3 1,9 2 1,6 1,3 1,2 1,2 1,5 1,6 2 2 2,3 1,9 2,6 2,3 3,1 2,7 2,8 3,5 2,7 2,7

Déficit fuerte Déficit ligero Adecuado Exceso ligero Exceso fuerte

2.7.3 ÍNDICE DE ARIDEZ Y LONGITUD DEL PERIODO APTO DE CRECIMIENTO Definiciones El índice de aridez es la relación entre la precipitación y la evapotranspiración potencial para un período determinado. La longitud del período apto de crecimiento (LPC), se define como la longitud del período en décadas o días, en el cual existe buena disponibilidad de agua para el normal desarrollo de los cultivos. Unidades y metodología para su determinación El criterio establecido en el presente caso para la determinación del LPC es el valor del siguiente índice: I = P/ETP en donde P, precipitación promedio (en mm/década); ETP, evapotranspiración potencial media (en mm/década) El índice I es denominado Índice de Aridez El valor del Índice de Aridez calculado decadalmente, se ha clasificado en los siguientes rangos: I < 0.5 muy seco 0.5< I < 0.8 seco 0.8 < I < 1.5 adecuado 1.5< I < 2 húmedo I > 2 muy húmedo Se ha tomado como longitud del período apto de crecimiento (LPC), el número de décadas con I > 0.8. LPC = No. décadas con I > 0.8 Utilidad del índice de aridez y del índice LPC El índice LPC, permite determinar el número total de días en los cuales la planta satisface sus necesidades hídricas. De esta manera es posible realizar una adecuada planificación de tipo y variedad de cultivos a sembrar y número de campañas agrícolas que potencialmente son posibles en una zona dada. El valor anual del índice de aridez I, calculado con los promedios anuales, es recomendado por la FAO para identificación de áreas propensas a la desertificación, en el caso de que su valor sea inferior a 0.75. Este valor, sin embargo, es convencional y generalmente se mueve en rangos más amplios, de acuerdo con las condiciones climáticas. El análisis de su comportamiento durante el año, es una herramienta sencilla que permite establecer épocas de siembra y cosecha.

Distribución espacial de Índice de aridez El índice de aridez generalmente se utiliza para caracterizar las áreas susceptibles a desertificación. Las regiones con índices mayores de 1.20, no plantean problemas de escasez de agua a corto plazo. En cambio las áreas con índices menores de 0.8 tienden a presentar sequías frecuentes y si se tiene en cuenta que la desertificación es un fenómeno que se autoalimenta, estas regiones son las que paulatinamente van transformándose en desiertos, es decir, sufren el fenómeno de la desertificación. En Colombia estas áreas ocupan un territorio comparativamente reducido, pero por su potencial para extenderse y por el hecho de ocupar regiones de gran vocación agrícola, será necesario en el futuro dedicar especial atención a su correcto manejo y conservación. Los principales focos de desertificación están localizados en los siguientes puntos (Mapa 14):

• Norte y centro de Guajira y sectores del norte de Cesar. • Litoral de Atlántico y Bolívar. • Sectores de la cuenca del Zulia • Sectores de la cuenca del Chicamocha. • Sur de la Sabana de Bogotá. • Norte del Huila (municipio de Villavieja) • Cuenca geográfica del alto Cauca (Palmira, Roldanillo, La Unión)

Distribución espacial del índice LPC En el mapa 15, aparece la distribución del índice LPC en Colombia. Las áreas con períodos más cortos de crecimiento se concentran hacia la región Caribe, especialmente la franja litoral, el norte del Cesar y sectores dispersos de los demás departamentos caribeños. En la región Andina, las áreas más críticas se presentan en el norte del Huila y sur del Tolima, sectores del valle del alto Magdalena, Altiplano Cundiboyacense, cañón del Chicamocha y valle geográfico del alto Cauca, principalmente. En estas regiones la agricultura debe basarse en cultivos de ciclo muy corto o con el apoyo sistemas de riego artificial. Las regiones que presentan períodos de crecimiento mayores de 280 días, se distribuyen principalmente en las estribaciones de la cordillera central sobre ambas vertientes, principalmente en sectores de Antioquia, Tolima, Cauca, y la mayor parte del Eje Cafetero. En la vertiente occidental de la cordillera oriental se destacan sectores de Cundinamarca, Boyacá y Santander. Estas regiones presentan sin embargo, limitantes por exceso de agua en alguna porción del período de crecimiento, que podría afectar el desarrollo de ciertos cultivos transitorios. Por ello, son más favorables para el establecimiento de cultivos permanentes. El mismo caso se presenta en las regiones Orinoquia, Amazonia y Pacífica, en las cuales el período apto de crecimiento se extiende por todo el año debido a la abundante oferta hídrica. Sin embargo, en estas regiones, gran parte del año presenta excesos, en general perjudiciales a la mayoría de cultivos, por lo cual la explotación agrícola es posible solamente mediante un adecuado manejo. Distribución temporal del Índice de Aridez De acuerdo con los cálculos realizados a nivel decadal, para más de 1500 estaciones localizadas en la zona de estudio, se ha notado que el Índice de Aridez es altamente variable aun cuando conserva algunas características comunes en áreas relativamente

homogéneas. Por ello para su análisis se resolvió promediar el valor de los índices puntuales, por grupos de franjas latitudinales. De esta forma se han deducido algunos aspectos destacables del comportamiento del índice a nivel espacio-temporal. Estos aspectos se aprecian claramente en las figuras 24 a, b, c, d. El análisis de estos gráficos a nivel de grandes regiones, puede resumirse como sigue: Región Caribe En este caso el factor latitudinal es menos marcado y el índice de disponibilidad tiende a mostrar un comportamiento durante el año, más homogéneo. En las figuras es necesario interpretar independientemente la curva correspondiente a la franja más septentrional, ya que corresponde al comportamiento de las estribaciones de la Sierra Nevada. La gran semejanza de las curvas de 9 a 10° y 10 a 11°, demuestra la relativa homogeneidad de la zona plana. En ambas curvas se aprecia un prolongado período de escasa disponibilidad hídrica desde la primera quincena de diciembre hasta la primera quincena de abril, en la cual no es posible la agricultura sin riego artificial. Durante el resto del año, el abastecimiento es adecuado aunque a principios de julio muchos puntos registran un “veranillo” significativo. Con excepción de las estribaciones de la Sierra Nevada, ya mencionadas, los excesos no son importantes en la parte plana, pero en el cinturón de 7 a 9° los valores de disponibilidad aumentan paulatinamente en dirección a las serranías de la cordillera Central (Ayapel y San Lucas). En esta zona continúa como época seca principal la comprendida entre los meses de diciembre a marzo, pero es menos marcada. La época de mayor disponibilidad hídrica presenta incluso excesos significativos especialmente durante los meses de mayo y junio en el primer semestre y desde la segunda década de septiembre hasta principios de noviembre. Cuenca Magdalena El efecto latitudinal en este caso es menos marcado que en el caso de la cuenca Cauca, especialmente porque en general, los índices son comparativamente menores y el comportamiento bimodal se conserva en la mayor parte de la Cuenca. Al sur de los 5°N, la época seca de mitad de año se destaca claramente con períodos de limitado abastecimiento hídrico como es el caso de los meses de julio y agosto. Sin embargo, al norte de esta latitud, adquiere mayor importancia la época seca de principios de año, la cual es más crítica entre la última década de diciembre hasta la última de enero. Aunque las dos temporadas de buen abastecimiento en general son comparables, en la mayoría de los casos, el segundo semestre tiende a mostrar índices mayores y que se sostienen por un período más prolongado de tiempo. Se nota asimismo que hacia el norte, los períodos de máxima disponibilidad hídrica, tienden a correrse levemente hacia el final del año. Cuenca Cauca Las figuras correspondientes a la cuenca, permite observar el marcado efecto latitudinal del comportamiento del índice LPC. En esta cuenca se aprecia que el período de adecuada disponibilidad de agua aumenta en forma latitudinal. Las regiones ubicadas entre los 2 y los 5° N muestran la presencia

de una época seca en mitad de año bastante marcada, especialmente entre 3 y 4° N que corresponde a estaciones localizadas sobre el valle geográfico del alto Cauca. Esta época seca de mitad de año va desapareciendo paulatinamente en dirección al medio Cauca y a partir de la latitud de 5 a 6° N, prácticamente desaparece. Por el contrario, también es posible observar, que hacia el norte, la época de escasa disponibilidad hídrica de principios de año, es la más destacada. De otra parte, a partir de los 6°N de latitud, el abastecimiento hídrico comienza a ser excesivo durante buena parte del año para ciertos cultivos, especialmente hacia el segundo semestre del año. Como se puede observar en las figuras, desde la segunda quincena de abril hasta la primera de diciembre, el índice LPC alcanza valores superiores a 2.5, lo cual lo clasifica en los rangos superiores de abastecimiento hídrico. Se concluye que las áreas localizadas sobre la mayor parte del alto Cauca son adecuadas para la siembra de cultivos semestrales, mientras que las situadas sobre el medio y bajo Cauca, resultan más favorables para cultivos de ciclo continuo. Región Orinoquia – Amazonia En el oriente del país es fácil apreciar el marcado efecto latitudinal de la distribución temporal de la disponibilidad hídrica. En Arauca, Casanare y norte de Vichada, existen dos temporadas completamente opuestas: la de sequía intensa, la cual se prolonga desde el mes de diciembre hasta finales de marzo, y la de abundante disponibilidad hídrica, que se extiende durante el resto del año, es decir, de abril y noviembre. La época de transición es casi imperceptible y generalmente se pasa de la sequía a los excesos de lluvia prácticamente en un par de semanas a finales de marzo, o bien de la abundancia del recurso a la sequía casi total a principios de diciembre. Esta situación es muy generalizada en la franja latitudinal de 3 a 8 ° N. Al acercarse a los 2°N y en dirección sur, la época de sequía va desapareciendo paulatinamente y es así como en la mayor parte de los departamentos amazónicos, prácticamente no existe una época de sequía claramente definida. Sin embargo, en desde la latitud de 2°S, el comportamiento tiende a ser opuesto al del extremo norte predominante en Arauca, de modo que en el Trapecio Amazónico incluso se puede presenta una temporada de menor disponibilidad de agua en julio y agosto, sin llegar a alcanzar valores de sequía estacional, situación que no se presenta en la cuenca amazónica.

Región Caribe

0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

3,00

3,50

4,00

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35

DÉCADAS

ÍND

ICE

LP

V

7-8° 8-9° 9-10° 10-11° 11-12°

Cuenca Magdalena

0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

3,00

3,50

4,00

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35

DÉCADAS

ÍIND

ICE

LP

V

2 a 3° 3 a 4° 4 a 5° 5 a 6° 6 a 7° 7 a 8°

Cuenca Río Cauca

0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

3,00

3,50

4,00

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35

DÉCADA

ÍND

ICE

LP

V

2-3° 3-4° 4-5° 5-6° 6-7° 7-8°

Amazonia - Orinoquia

0,00

1,00

2,00

3,00

4,00

5,00

6,00

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35

DÉCADA

ÍND

ICE

LP

V

2°S a 4° S 0° a 2°S 0° a 2°N 2°N a 4°N 4°N a 6°N 6°N a 8°N

Figura 24. Distribución temporal del índice de aridez por región y por latitud

Mapa 14. Longitud del período de crecimiento

Mapa 14a. Índice de aridez

Tabla 14. Índice de aridez decadal en principales ciudades



Apto Pto Carreño Puerto Carreño

Vichada 50 6,18

-67,48 0,1 0,0 0,1 0,0 0,0 0,2 0,1 0,2 0,2 0,6 1,0 1,3 1,9 1,6 3,1 4,3 4,7 5,1 4,5 3,8 4,5 3,6 3,1 2,7 1,9 1,6 1,5 1,8 1,0 1,3 1,1 0,9 0,5 0,3 0,3 0,1

Apto Mitú Mitú Vaupes 207 1,27

-70,23 1,6 1,0 1,2 1,9 1,9 2,6 1,9 2,1 2,5 3,1 3,4 4,2 4,9 3,5 4,3 4,7 4,9 3,9 4,5 4,5 4,1 2,8 3,3 2,3 2,5 2,9 2,3 2,5 2,2 2,4 2,6 2,7 1,8 1,9 2,1 1,6

Apto A Bonilla A Palmira Valle 961 3,55

-76,38 0,4 0,3 0,4 0,6 0,5 0,4 1,1 0,6 0,9 1,1 1,2 1,4 1,0 0,9 0,9 0,7 0,4 0,4 0,3 0,2 0,3 0,2 0,3 0,4 0,4 0,6 1,0 1,1 0,9 0,9 1,0 0,9 0,9 0,6 0,6 0,5

Apto Perales Ibagué Tolima 928 4,43

-75,15 1,0 0,6 0,5 1,1 0,9 0,9 1,0 1,3 1,3 1,6 2,1 2,1 2,4 1,8 2,1 1,4 1,0 0,7 0,7 0,5 0,4 0,4 0,5 0,7 0,7 1,2 1,6 1,6 2,3 1,8 1,9 1,6 1,5 1,4 1,2 0,6

Apto Rafael Barvo Corozal Sucre 166 9,33

-75,28 0,1 0,1 0,1 0,2 0,1 0,2 0,1 0,1 0,2 0,4 0,5 0,9 1,0 0,9 0,8 1,1 1,0 0,7 0,9 0,7 0,8 0,8 0,8 1,0 0,7 1,0 1,2 1,0 1,0 0,9 0,6 0,8 0,6 0,4 0,2 0,1

Univ Ind Santander Bucaramanga Santander 1018 7,13

-73,10 0,6 0,8 0,9 1,2 0,8 0,8 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,6 1,1 1,2 1,3 1,0 0,9 0,7 0,9 1,1 0,9 0,6 0,7 0,9 1,1 0,8 0,9 1,3 1,4 1,3 1,3 1,2 1,1 0,8 0,6 0,9

Apto El Embrujo Providencia San Andrés 1 13,37

-81,35 0,7 0,6 0,4 0,5 0,2 0,3 0,2 0,1 0,1 0,1 0,2 0,5 0,2 0,7 1,5 1,3 1,7 1,1 0,9 1,0 1,0 0,9 0,9 1,1 1,0 1,4 1,8 3,2 2,3 1,8 2,1 2,2 2,0 1,3 0,9 0,8

Apto Sesquicentena San Andrés San Andrés 1 12,58

-81,72 0,7 0,7 0,6 0,4 0,3 0,2 0,2 0,1 0,2 0,2 0,3 0,2 0,4 1,1 1,3 1,5 2,0 1,9 1,5 1,7 1,2 1,3 1,5 1,3 1,7 2,0 1,8 2,8 2,1 2,4 2,7 2,4 2,1 1,9 1,2 1,0

Apto Matecaña Pereira Risaralda 1342 4,82

-75,73 1,1 1,0 1,1 1,3 1,0 0,9 1,6 1,5 1,7 1,9 2,1 2,8 2,4 2,3 2,4 2,1 1,6 1,6 1,2 1,2 0,9 1,0 1,0 1,3 1,3 1,5 2,1 2,1 2,5 2,8 3,2 2,9 2,2 1,9 1,6 1,2

Apto El Edén Armenia Quindío 1204 4,45

-75,77 1,2 1,1 1,2 1,8 1,3 1,1 1,7 1,8 1,8 2,4 2,5 3,3 2,7 2,4 2,0 1,8 1,6 1,2 1,0 0,8 0,8 0,6 1,0 0,9 1,1 1,6 2,1 2,3 2,7 2,7 2,7 3,3 2,7 2,1 1,5 1,3

Mocoa Acueducto Mocoa Putumayo 650 1,12

-76,63 1,3 1,9 2,2 2,7 1,9 2,7 2,8 3,0 2,5 3,6 4,4 4,6 5,0 4,4 5,2 6,9 5,5 4,8 5,8 5,4 3,9 4,8 3,8 3,7 3,0 3,1 2,6 2,8 2,6 2,0 2,4 3,4 2,0 2,1 2,0 1,9

Apto Camilo Daza Cúcuta Norte de Santander 250 7,93

-72,52 0,2 0,3 0,3 0,2 0,2 0,3 0,4 0,3 0,5 0,4 0,6 0,7 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,2 0,2 0,1 0,2 0,2 0,2 0,2 0,4 0,3 0,6 0,7 1,1 0,9 0,8 0,8 0,9 0,9 0,4 0,3

Apto Antonio Nariño Pasto Nariño 1796 1,42

-77,28 0,9 1,2 0,9 1,0 1,2 0,8 1,1 0,9 1,4 1,4 1,6 1,9 1,4 1,3 1,4 1,0 0,6 0,4 0,3 0,2 0,2 0,2 0,2 0,4 0,2 0,5 1,0 1,5 1,5 1,6 2,0 2,1 1,7 1,4 1,5 1,4

Apto Vanguardia Villavicencio Meta 423 4,17

-73,62 0,6 0,5 0,4 0,8 0,9 1,5 1,5 1,7 2,8 4,0 5,2 6,9 5,7 6,4 6,5 5,6 5,6 5,2 4,9 4,0 3,4 4,0 3,1 3,2 3,2 3,3 3,9 4,3 4,0 4,1 4,2 3,6 3,2 2,1 1,1 0,6

Apto Simón Bolívar Santa Marta Magdalena 4 11,13

-74,23 0,0 0,1 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,1 0,2 0,2 0,4 0,5 0,3 0,4 0,3 0,4 0,4 0,3 0,3 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,7 0,5 0,5 0,3 0,1 0,2 0,0 0,0

Apto Almirante Padilla Riohacha La Guajira 4 11,53

-72,93 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,1 0,2 0,3 0,3 0,5 0,6 0,4 0,2 0,1 0,1 0,1 0,0 0,3 0,3 0,3 0,7 0,6 1,4 0,8 1,4 1,2 0,7 0,3 0,3 0,2 0,1 0,0

Apto Benito Salas Neiva Huila 439 2,97

-75,30 1,0 0,6 0,6 0,9 0,8 1,1 1,0 0,9 1,1 1,0 1,0 1,2 0,7 0,8 0,7 0,5 0,3 0,2 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 0,2 0,3 0,3 0,7 1,1 1,8 1,8 1,5 2,1 1,6 1,5 1,3 1,0

San José Guaviare San José del Guav

Guaviare 165 2,58

-72,63 0,4 0,2 0,4 1,0 1,0 1,0 1,2 1,7 1,3 3,4 2,2 3,3 3,7 4,3 3,8 3,9 5,3 4,8 5,1 3,3 3,3 3,1 2,3 2,8 2,2 1,8 2,6 1,9 2,1 2,3 2,0 2,8 1,8 0,9 0,4 0,3

Pto Inirida Inirida Guainia 100 3,83

-67,92 0,8 0,8 0,5 1,5 1,0 1,1 0,9 0,8 0,8 2,6 2,9 3,0 4,3 3,9 5,1 4,9 6,1 5,9 5,5 5,5 5,3 4,6 4,3 3,2 3,3 3,0 2,7 1,9 1,9 2,0 2,1 2,0 2,2 1,5 1,1 1,1

Apto El Caraño Quibdó Choco 53 5,72 - 7,3 6,0 5,6 6,3 5,3 5,1 6,0 4,3 5,3 6,5 6,4 7,4 7,1 7,3 7,7 7,1 7,6 8,3 7,9 7,6 7,6 8,3 7,4 7,4 7,9 6,7 6,0 7,2 5,5 6,1 8,1 7,3 8,5 7,9 7,3 7,3



76,62

Apto Los Garzones Montería Córdoba 20 8,82

-75,85 0,1 0,0 0,1 0,1 0,1 0,2 0,2 0,1 0,3 0,6 0,7 1,2 1,8 1,4 1,4 1,1 1,4 1,1 1,1 1,5 1,2 1,1 1,2 1,1 1,0 1,5 1,8 1,6 1,3 1,1 0,9 0,7 1,0 0,5 0,2 0,0

Apto Alfonso López Valledupar Cesar 138 10,43

-73,25 0,0 0,2 0,0 0,0 0,1 0,0 0,1 0,1 0,2 0,2 0,4 0,5 0,9 1,1 0,9 0,7 0,6 0,3 0,3 0,3 0,3 0,6 0,6 0,8 0,9 0,7 0,8 1,5 1,4 1,1 0,7 0,6 0,6 0,4 0,1 0,1

Apto G L Valencia Popayán Cauca 1730 2,43

-76,58 2,0 2,0 1,8 2,3 1,8 1,6 2,1 1,7 2,1 2,2 2,4 2,6 2,1 1,8 1,8 1,3 1,0 0,7 0,4 0,5 0,5 0,4 0,6 0,8 0,7 1,3 1,8 2,6 2,9 3,8 3,8 4,4 4,1 3,7 2,8 2,7

Apto Yopal Yopal Casanare 325 5,32

-72,38 0,0 0,0 0,1 0,2 0,4 0,7 0,6 0,4 0,8 2,1 2,1 3,9 3,1 3,6 3,2 3,2 4,2 2,8 4,1 3,3 3,0 2,7 2,4 2,0 2,9 2,8 1,9 2,8 2,5 1,7 1,7 0,8 0,8 0,2 0,2 0,2

Apto G Artunduaga Florencia Caquetá 244 1,60

-75,53 1,0 0,8 0,9 1,8 1,9 2,4 2,3 3,2 2,8 3,8 4,3 4,7 4,9 5,3 5,0 5,9 6,3 6,1 5,8 5,2 4,6 4,4 3,3 3,1 3,0 2,9 2,8 2,8 2,7 2,7 2,1 2,4 2,2 1,7 1,0 0,9

Apto La Nubia Manizales Caldas 2080 5,03

-75,47 1,0 0,7 0,8 1,4 0,9 1,1 1,3 1,2 1,3 1,6 1,9 2,5 2,1 2,6 2,6 2,2 1,3 1,6 1,3 0,9 1,3 1,4 1,3 1,8 1,5 2,1 1,8 2,4 2,1 2,2 1,9 2,3 2,1 1,5 1,3 0,9

U P T C Tunja Boyacá 2690 5,57

-73,37 0,1 0,4 0,1 0,3 0,3 0,3 0,5 0,6 0,6 0,8 0,9 1,2 0,9 1,0 1,1 1,0 0,7 0,7 0,6 0,5 0,7 0,5 0,5 0,5 0,5 0,6 0,7 1,1 1,0 1,0 1,0 1,0 0,8 0,5 0,3 0,2

Apto Rafael Núñez Cartagena Bolívar 2 10,45

-75,52 0,1 0,1 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,2 0,4 0,5 0,7 1,1 1,0 0,8 0,8 0,6 0,7 0,9 1,0 0,8 0,9 1,2 1,1 1,0 1,7 2,2 1,7 1,4 1,1 0,8 0,7 0,1 0,0

Apto Eldorado P1-2 Bogotá Bogotá 2547 4,72

-74,15 1,1 1,2 0,6 0,5 0,6 0,5 0,8 0,7 0,9 1,2 1,3 1,6 1,4 1,1 1,1 1,0 0,8 0,5 0,6 0,5 0,4 0,5 0,5 0,7 0,6 0,9 1,2 1,3 1,3 1,4 1,5 1,4 1,0 0,9 0,8 0,5

Obs Met Nacional Bogotá Bogotá 2556 4,63

-74,10 0,5 0,6 0,5 0,8 0,9 0,8 1,0 0,8 1,2 1,6 1,8 1,9 2,1 1,3 1,1 1,0 0,8 0,5 0,6 0,5 0,4 0,6 0,6 0,5 0,7 0,7 1,1 1,8 1,6 2,1 1,9 1,9 1,8 1,4 0,9 0,8

Apto E Cortissoz Soledad Atlántico 14 10,88

-74,78 0,0 0,1 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,1 0,2 0,3 0,5 0,8 1,1 0,9 0,7 0,6 0,6 0,4 0,5 0,6 0,7 1,0 1,2 1,1 1,3 1,5 1,7 1,4 0,8 0,8 0,4 0,5 0,0 0,0

Apto Arauca Arauca Arauca 128 7,07

-70,73 0,1 0,1 0,0 0,1 0,1 0,1 0,2 0,2 0,3 0,7 1,1 1,8 1,8 2,3 2,4 2,5 3,0 3,4 2,9 2,5 2,8 2,1 2,2 1,9 1,9 1,5 1,3 1,3 1,5 1,6 0,9 0,6 0,9 0,4 0,1 0,1

Apto Olaya Herrera Medellín Antioquia 1490 6,22

-75,60 0,5 0,6 0,4 0,7 0,7 0,7 0,9 0,8 1,2 1,4 1,7 2,0 2,0 1,8 1,8 1,5 1,2 1,1 1,0 0,8 0,8 1,0 1,1 1,4 1,1 1,5 1,7 2,1 2,1 2,1 1,7 1,6 1,4 1,1 0,8 0,6

Apto Vásquez Cobo Leticia Amazonas 84 -4,15

-69,95 4,1 3,9 3,2 3,9 3,8 3,0 3,6 3,3 3,2 3,6 3,4 3,3 3,0 2,5 2,5 2,3 1,9 2,0 1,6 1,3 1,2 1,2 1,5 1,6 2,0 2,0 2,3 1,9 2,6 2,3 3,1 2,7 2,8 3,5 2,7 2,7

Muy seco

Seco

Adecuado

Húmedo

Muy húmedo

2.8 CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS

Introducción Sobre la caracterización climática del país se han realizado numerosos trabajos en los cuales se han utilizado diferentes clasificaciones reconocidas en el mundo, tales como, Köeppen, Thornthwaite, Caldas, Lang, Matonee y Holdridge entre otras. En general todas estas clasificaciones están basadas en el comportamiento medio de parámetros como la precipitación y la temperatura principalmente. En el presente documento se busca recopilar algunas de las más conocidas clasificaciones climáticas de diferentes orígenes y con variados objetivos empleando el mayor numero de datos meteorológicos disponibles, buscando el mayor cubrimiento posible del territorio nacional, con el fin de poner a disposición del usuario las herramientas necesarias para estudiar el clima del país desde diferentes puntos de vista. Se presentan las aplicaciones para Colombia de las clasificaciones de Lang, De Martonne, Holdridge, Koeppen y Thornthwaite (en el capítulo de Agrometeorología), con algunas modificaciones para Colombia. Estado actual del conocimiento sobre el tema

La clasificación climática más antigua conocida, diseñada por los griegos, dividía simplemente cada hemisferio en tres zonas: el “verano”, el “intermedio” y el “invierno”, tomando en consideración solo las diferencias latitudinales del efecto solar (la palabra griega klima significa “inclinación”). Más recientemente estas fueron llamadas zonas tórridas, templadas y frías. Aparentemente, el mayor avance sobre el tema fue introducido por Alexander Supan en el siglo diecinueve. Él basó su zonificación en las temperaturas reales en vez de las teóricas y las llamó de cinturón caliente, dos cinturones templados y dos cinturones fríos. Supan también dividió el mundo en treinta y cuatro provincias climáticas, sin intentar relacionar climas similares de diferentes localidades.

Otra teoría básica y mucho más usada reconoce otros controles climáticos, así como el del sol. Los climas resultantes son el polar, templado, tropical, continental, marino, montañoso y sus variaciones o combinaciones.

Los autores clásicos dividieron la Tierra en tres grandes zonas climáticas que se correspondían con los climas frío, templado y tórrido. En general, se considera la isoterma de los 10 ºC para el mes más cálido, que coincide aproximadamente con el límite de la tundra y el bosque de coníferas, como valor para distinguir los climas templados de los fríos; por otro lado, la separación entre los climas tórridos o tropicales de los templados se establece en la isoterma de los 18 ºC para el mes más frío. Sin embargo, dentro de cada una de estas zonas cabe distinguir diferentes tipos y subtipos en función de factores tales como la temperatura y la precipitación. Otros elementos que contribuyen a explicar el clima de una región pueden ser la presión atmosférica, los vientos, la humedad, la latitud, la altitud, el relieve, la proximidad de los mares, las corrientes oceánicas y la influencia de la naturaleza del suelo y la vegetación.

Clasificación de Caldas La clasificación de Caldas fue ideada en 1802 por Francisco José de Caldas, se consideró únicamente la variación de la temperatura con la altura (pisos térmicos) y su aplicabilidad es exclusiva para el trópico americano. En Colombia es la más conocida por el usuario común, pero es incompleta, debido a que únicamente considera el factor térmico. Caldas estableció cinco pisos térmicos así: Tabla 15. Rangos de la clasificación climática de Caldas

Piso térmico Símbolo Rango de altura

(metros) Temperatura

°C Variación de la altitud por condiciones locales

Cálido

C 0 a 1000 T ≥ 24 Limite superior ± 400

Templado T 1001 a 2000 24 > T ≥ 17.5 Limite superior ± 500 Limite inferior ± 500

Frío F 2001 a 3000 17.5 > T 12 Limite superior ± 400 Limite inferior ± 400

Páramo bajo Pb 3001 a 3700 12 > T ≥ 7 Páramo alto Pa 3701 a 4200 T < 7

Clasificación de Lang La clasificación de Richard Lang establecida en 1915 utiliza la precipitación anual en mm y la temperatura media anual en °C. Los dos parámetros se relacionan mediante el cociente entre la precipitación (P) y la temperatura (T), llamado factor de Lang, y se obtienen seis clases de climas.

Tabla 16. Rangos clasificación climática de Lang

Factor de Lang P/T

Clase de clima Símbolo

0 a 20.0 Desértico D 20.1 a 40.0 Árido A 40.1 a 60.1 Semiárido sa 60.1 a 100.0 Semihúmedo sh 100.1 a 160.0 Húmedo H

Mayor que 160.0 Superhúmedo SH Schaufelberguer en 1962, unió la clasificación de Lang con la clasificación de Caldas con lo cual obtuvo 25 tipos de climas que tienen en cuenta la elevación del lugar, la temperatura media anual y la precipitación total media anual. Al unir estos dos métodos se obtendrían los siguientes tipos climáticos:

Tabla 17. Rangos clasificación climática de Caldas - Lang

Tipo climático Símbolo

Cálido superhúmedo CSH

Cálido húmedo CH

Cálido semihumedo CsH

Cálido semiárido Csa

Cálido árido CA

Cálido desértico CD

Templado superhúmedo TSH

Templado húmedo TH

Templado semihúmedo Tsh

Templado semiárido Tsa

Templado árido TA

Templado desértico TD

Frío Superhúmedo FSH

Frío húmedo FH

Frío semihúmedo Fsh

Frío semiárido Fsa

Frío árido FA

Frío desértico FD

Páramo bajo superhúmedo PBSH

Páramo bajo húmedo PBH

Páramo bajo semihúmedo PBsh

Páramo bajo semiárido Pbsa

Páramo alto superhúmedo PASH

Páramo alto húmedo PAH

Nieves perpetuas NP

Clasificación de Emmanuel Martonne Hecha en 1937, se trata de un índice de aridez (IM) que utiliza la precipitación total anual (P) en mm, la temperatura media anual (T) en °C, la precipitación del mes más seco (Ps) en mm, y la temperatura de ese mismo mes (Ts) en °C; el índice se halla mediante la siguiente formula:

10TsPs12

10)2(TP

IM ++

+=

Se obtienen así seis tipos de climas:

Tabla 18. Rangos clasificación climática de Martonne Índice de aridez (IM) Tipo de clima Símbolo

0 a 5.0 Árido F 5.1 a 10.0 Semiárido E 10.1 a 20.0 Subhúmedo D 20.1 a 35.0 Húmedo C 35.1 a 100.0 Húmedo lluvioso B

Mayor que 100.0 Húmedo lluvioso, sin diferencias estacionales, todo el año A Clasificación de Wilhelm Köeppen Publicada en 1923, se basa en la temperatura media en grados centígrados (°C) y en la precipitación en milímetros (mm) de lluvia y en algunos casos en centímetros (cm) de lluvia, y considera una estación de verano entre marzo y septiembre y una de invierno entre octubre y marzo para el hemisferio norte, y lo contrario para el hemisferio sur. Define cinco grandes clases climáticas que se distinguen por letras así: A (climas tropicales lluviosos), B (climas secos), C (climas templados o mesotermales), D (Climas boreales) y E (climas de nieves perpetuas). A su vez cada uno de estos grupos están subdivididos en otros, obteniéndose al final 13 tipos fundamentales de climas (dos letras), que pueden ser divididos en otros subgrupos que dan una tercera letra y desglosan aún con más detalle los diferentes climas. Tabla 19. Rangos Clasificación climática de Köeppen

1ª letra

2ª letra

3ª letra

Temperatura Precipitación Tipo de clima

A T > 18°C Tropical lluvioso f 1°C < Tmáx-Tmín <

6°C Pmín > 60 mm Tropical lluvioso de selva

w 6°C < Tmáx-Tmín < 12°C

Pmín < 60 mm, Pt < 2500 mm Tropical lluvioso de sabana

m Pmín < 60 mm, Pt > 2500 mm Tropical lluvioso de bosque I Tmáx-Tmín < 5°C Isotermal g Tmáx antes del

solsticio de verano** Tipo Ganges

x P al comienzo del verano s Pmín en el verano w Pmín en invierno g' Tmáx después del

solsticio de verano** Tipo Sudan

x' Pocas precipitaciones pero intensas s' Época de lluvias se adelanta al otoño w' Época de lluvias se retrasa al otoño s" Época seca corta en verano* en medio

de dos periodos lluviosos

w" Época seca corta en invierno* en medio de dos periodos lluviosos

B S T < Pt ≤ 2T (Pt en centímetros) (T+14) < Pt ≤ 2(T+14) (Pt en cm) (T+7) < Pt ≤ 2(T+7) (Pt en cm)

Si las lluvias son en invierno* Si las lluvias son en verano* Si las lluvias son irregulares

Seco estepario

1ª letra

2ª letra

3ª letra

Temperatura Precipitación Tipo de clima

W Pt ≤ T (Pt en cm) Pt ≤ (T+14) (Pt en cm) Pt ≤ (T+7) (Pt en cm)

Si las lluvias son en invierno* Si las lluvias son en verano* Si las lluvias son irregulares

Seco desértico

h' Tm > 18°C, Tmín > 18°C

Muy caliente

h Tm > 18°C, Tmín < 18°C

Caliente

k Tm < 18°C, Tmín > 18°C

Frío

k' Tm < 18°C, Tmín < 18°C

Muy frío

C T < 18°C Templado lluvioso o mesotermal w Pmáx de verano* > 10 Pmín invierno* Húmedo de invierno seco s Pmáx de invierno* > 3 Pmín verano* Húmedo de verano seco f Intermedio entre w y s Húmedo con lluvias de moderada intensidad

todo el año a Tm de por lo menos 4

meses > 10°C, Tmáx > 22°C

Subtropical

b Tm de por lo menos 4 meses > 10°C, Tmáx < 22°C

Templado

c Tm de menos de 8 meses > 10°C, Tmín > -38°C

Frío

d Tm de menos de 8 meses > 10°C, Tmín < -38°C

Muy frío

D Tmín < -3°C, Tmáx > 10°C

Boreal

w Pmáx de verano* > 10 Pmín invierno* Húmedo seco en invierno s Pmáx de invierno* > 3 Pmín verano* Húmedo seco en verano a Tm de por lo menos 4

meses > 10°C, Tmáx > 22°C

Subtropical

b Tm de por lo menos 4 meses > 10°C, Tmáx < 22°C

Templado

c Tm de menos de 8 meses > 10°C, Tmín > -38°C

Frío

d Tm de menos de 8 meses > 10°C, Tmín < -38°C

Muy frío

E T 0 < Tmáx < 10°C Frío de tundra E F Tmáx < 0°C Frío de nieve perpetua E B Tmáx < 10°C Frío de alta montaña o Polar de altura

Tm: temperatura media - Tmáx: temperatura máxima media - Tmín: temperatura mínima media - Pt: precipitación total anual - Pmín: precipitación mínima anual - Pmáx: precipitación máxima anual *Hemisferio norte: verano entre marzo y septiembre, invierno entre octubre y marzo. Hemisferio sur: verano entre octubre y marzo, invierno entre marzo y septiembre **El solsticio de verano, o el punto del sol más al norte de la eclíptica ocurre alrededor del 21 de junio y el solsticio de invierno, o el punto del sol más al sur de la eclíptica ocurre alrededor del 21 de diciembre

En Colombia, predominan los siguientes climas Afi Tropical lluvioso de selva isotermal Awi Tropical lluvioso de sabana isotermal Ami Tropical lluvioso de bosque isotermal BSh' Seco estepario muy caliente BWh' Seco desértico muy caliente Cwb Templado Húmedo de invierno seco templado Cwc Templado Húmedo de invierno seco frío Csb Templado Húmedo de verano seco templado Csc Templado Húmedo de verano seco frío Cfb Templado Húmedo templado con lluvias de moderada intensidad todo el año Cfc Templado Húmedo frío con lluvias de moderada intensidad todo el año EB Frío de alta montaña Clasificación de Warren Thornthwaite Ideada en 1948, se basa en los resultados de un balance hídrico del suelo y utiliza la evapotranspiración potencial anual, la precipitación media anual, el déficit de agua anual y el exceso de agua anual. En el Capítulo 2.7.2, aparece una descripción de esta clasificación, la cual es muy utilizada con fines agroclimáticos. Clasificación de Holdridge Para efectos de clasificación climática, se han utilizado los dos parámetros que más importancia presentan para las condiciones del trópico: la temperatura y la precipitación. Para el efecto, se han superpuesto los mapas medios de estos dos parámetros, clasificados según los rangos propuestos por Holdridge. Estos rangos coinciden exactamente con la clasificación de pisos térmicos de Caldas. Los rangos de precipitación sin embargo, presentan algunos tipos de clima no aplicables a nuestro país en el cual prácticamente no se presentan regímenes con menos de 250 mm anuales, al menos en los sitios de medición. Es por ello que climas tales como desierto húmedo tropical, matorral desértico premontano o tundra seca alpina, no han sido identificados en áreas significativas del país. De todas maneras, la clasificación de Holdridge fue desarrollada en condiciones tropicales y se ajusta muy bien en la descripción de las condiciones climáticas de la mayoría de regiones de muestro país. Sin embargo, con el fin de acondicionar las denominaciones dadas por Holdridge a los conceptos comúnmente utilizados en climatología, en el presente caso se han utilizado denominaciones equivalentes, que describen las condiciones de temperatura y humedad. La leyenda de los mapas relacionados aparece con la denominación de la columna CLIMA. La equivalencia de la elevación con la temperatura es la siguiente: Elevación (msnm) Temperatura (°C) 0 a 800 Mayor a 24 800 a 1800 18 a 24 1800 a 2800 12 a 18 2800 a 3700 6 a 12 3700 a 4200 3 a 6 4200 a 4500 1.5 a 3 Mayor a 4500 Menor a 1.5

A continuación se detallan los tipos de clima de Holdridge con sus rangos de temperatura y lluvia. Tabla 20. Rangos clasificación climática de Holdridge

SÍMBOLO ZONA DE VIDA T° C LLUVIA CLIMA d-T Desierto Tropical > 24 62.5 a 125 Cálido árido Md-ST Matorral desértico subtropical > 24 125 a 250 Cálido árido Me-ST Monte espinoso subtropical > 24 250 a 500 Cálido semiárido Bms-T Bosque muy seco tropical > 24 500 a 1000 Cálido muy seco Bs-T Bosque seco tropical > 24 1000 a 2000 Cálido seco Bh-T Bosque húmedo tropical > 24 2000 a 4000 Cálido húmedo Bmh-T Bosque muy húmedo tropical > 24 4000 a 8000 Cálido muy húmedo Bp-T Bosque pluvial tropical > 24 > 8000 Cálido pluvial d-PM Desierto premontano 18 a 24 62.5 a 125 Medio muy seco Md-PM Matorral desértico premontano 18 a 24 125 a 250 Medio muy seco Me-PM Matorral espinoso premontano 18 a 24 250 a 500 Medio muy seco Bs-PM Bosque seco premontano 18 a 24 500 a 1000 Medio seco Bh-PM Bosque húmedo premontano 18 a 24 1000 a 2000 Medio húmedo Bmh-PM Bosque muy húmedo premontano 18 a 24 2000 a 4000 Medio muy húmedo Bp-PM Bosque pluvial premontano 18 a 24 > 4000 Medio pluvial d-MB Desierto montano bajo 12 a 18 62.5 a 125 Frío muy seco Md-MB Matorral desértico montano bajo 12 a 18 125 a 250 Frío muy seco Ee-MB Estepa espinosa montano bajo 12 a 18 250 a 500 Frío muy seco Bs-Mb Bosque seco montano bajo 12 a 18 500 a 1000 Frío seco Bh-MB Bosque húmedo montano bajo 12 a 18 1000 a 2000 Frío húmedo Bmh-MB Bosque muy húmedo montano bajo 12 a 18 2000 a 4000 Frío muy húmedo Bp-MB Bosque pluvial montano bajo 12 a 18 > 4000 Frío pluvial d-M Desierto montano 6 a 12 62.5 a 125 Muy frío seco Md-M Matorral desértico montano 6 a 12 125 a 250 Muy frío seco e-M Estepa montaña 6 a 12 250 a 500 Muy frío seco Bh-M Bosque húmedo montano 6 a 12 500 a 1000 Muy frío húmedo Bmh-M Bosque muy húmedo montano 6 a 12 1000 a 2000 Muy frío muy húmedo Bp-M Bosque pluvial montano 6 a 12 > 2000 Muy frío pluvial d-SA Desierto subalpino 3 a 6 62.5 a 125 Extremadamente frío muy seco Md-SA Matorral desértico subalpino 3 a 6 125 a 250 Extremadamente frío seco Mh-SA Monte húmedo subalpino 3 a 6 250 a 500 Extremadamente frío húmedo p-SA Páramo subalpino 3 a 6 500 a 1000 Extremadamente frío muy húmedo Pp-SA Páramo pluvial subalpino 3 a 6 > 1000 Extremadamente frío pluvial Ts-A Tundra seca alpina 1.5 a 3.0 62.5 a 125 Subnival seco Th-A Tundra húmeda alpina 1.5 a 3.0 125 a 250 Subnival húmedo Tmh-A Tundra muy húmeda alpina 1.5 a 3.0 250 a 500 Subnival muy húmedo Tp-A Tundra pluvial 1.5 a 3.0 > 500 Subnival pluvial N Nieve 0 1.5 > 0 Nival

Tabla 21. Distribución porcentual departamental por tipo de clima

DEPARTAMENTO Calido árido

Calido semi-árido

Calido muy seco

Calido seco

Calido húmedo

Calido muy

húmedo

Calido pluvial

Templado muy seco

Templado seco

Templado húmedo

Templado muy

húmedo

Templado pluvial

Frío muy seco

Frío seco

Frío húmedo

Frío muy

húmedo

Muy frío muy seco

Muy frío seco

Muy frío

húmedo

Muy frío muy

húmedo

Subpa-ramo muy seco

Subpa-ramo seco

Subpa-ramo

húmedo

Para-mo seco

Para-mo

hume-do

Amazonas 91 9

Antioquia 5 32 19 2 18 5 4 14 2

Arauca 31 58 5 1 3 1 1 1

Atlántico 32 68

Bolívar 5 43 38 5 9 0

Boyacá 10 3 1 4 13 2 8 16 6 14 18 1 3 1

Caldas 14 9 5 27 7 6 18 1 3 9 1

Caquetá 1 90 1 2 2 2 1

Casanare 94 1 3 1

Cauca 3 1 17 4 10 16 6 11 12 4 11 3 1

Cesar 1 70 7 17 2

Choco 17 70 3 2 4 3 1 1

Córdoba 57 40 1 2

Cundinamarca 11 9 3 12 9 1 13 13 5 1 8 12 2 2

Guainia 100

Guaviare 100

Huila 20 1 36 1 31 2 8 1

La Guajira 4 37 28 18 1 6 1 1 1 1

Magdalena 7 74 4 3 4 1 3 2 1 1

Meta 86 1 1 4 1 2 1 1 1 1

Nariño 3 20 27 10 5 3 11 5 1 12 2

Norte de Santander 1 6 24 10 21 9 4 1 14 4 1 1 5 1

Putumayo 65 23 1 4 1 1 3 1 1

Quindío 11 42 9 17 17 2 2

Quindío 11 41 8 2 29 4 1 3 1 1

Risaralda

Santander 5 42 1 12 14 9 9 6 1

Sucre 68 31 1

Tolima 29 9 12 14 10 7 13 2 3

Valle 2 1 21 4 2 35 11 2 9 5 5 1 1

Vaupes 98 2

Vichada 100

De acuerdo con la regionalización que se presenta en el mapa, en el país predominan los climas cálidos y húmedos, los cuales ocupan el mayor porcentaje de área territorial. La discriminación del área ocupada por cada tipo de clima, es la siguiente: Tabla 22. Distribución areal de climas en Colombia

CLIMA % ÁREA

Cálido árido 0.08

Cálido semiárido árido 0.67

Cálido muy seco 0.91

Cálido seco 8.90

Cálido húmedo 60.54

Cálido muy húmedo 7.65

Cálido pluvial 0.29

Templado muy seco 0.10

Templado seco 4.13

Templado húmedo 4.63

Templado muy húmedo 1.06

Frío muy seco 0.49

Frío seco 3.30

Frío húmedo 2.76

Frío muy húmedo 0.27

Templado pluvial 0.01

Muy frío muy seco 0.51

Muy frío seco 2.17

Muy frío húmedo 0.60

Muy frío muy húmedo 0.01

Subpáramo muy seco 0.01

Subpáramo seco 0.33

Subpáramo húmedo 0.05

Páramo seco 0.03

Páramo húmedo 0.02

Nival seco 0.01

Nival húmedo 0.01

Total general 100.00

Mapa 15. Clasificación de Lang

Mapa 16. Clasificación de Martonne

Mapa 17. Clasificación de Koeppen

Mapa 18. Clasificación de Holdridge

2.9 CONFORT CLIMÁTICO EN COLOMBIA Cuando se estudia el confort humano en los países tropicales, el punto de partida es el confort climático. Al ser el hombre sedentario, su vida y en general sus actividades están de una u otra manera relacionados directamente con el clima siendo al final los factores climáticos los que condicionan la eficiencia de sus actividades. El movimiento constante de la atmósfera, actúa benéfica y/o adversamente en la rutina diaria y en el funcionamiento general de su organismo. Colombia como país tropical, con un relieve muy variado y con alturas que sobrepasan los 5.000 metros sobre el nivel del mar, reúne una serie de características que condicionan el confort climático de sus habitantes. El confort climático, de una manera más precisa "confort térmico” o “sensación térmica” representa la temperatura que siente una persona frente a una determinada combinación de la temperatura del aire, la humedad y la velocidad del viento; viene a ser una corrección empleada en meteorología para expresar de manera más exacta la temperatura que siente una persona, que en muchos casos resulta muy diferente de la temperatura ambiente registrada. El confort térmico no solo esta condicionado por elementos meteorológicos básicos como la temperatura, la humedad, el viento y la radiación solar, y su variabilidad a través del día y del año, sino que además, se debe considerar factores como la constitución física, la edad, la dieta, el grado de alimentación y las influencias culturales de los habitantes, como también, su actividad al sol o a la sombra y su aclimatación, y además, si se trata de áreas rurales o urbanas, sin olvidar el tipo de asentamiento. Con temperaturas altas, mientras más elevada sea la humedad, la sensación térmica es más calurosa (más alta que la temperatura real del aire) y se produce una verdadera acumulación de calor en el cuerpo humano; este factor puede llegar a ser más crítico si el viento está en calma. Ahora, en el caso de temperaturas bajas, entre más alta la humedad relativa, mayor la sensación de frío; cuando la humedad es baja y la temperatura alta, la sensación térmica es menor que la temperatura del aire. Con humedades relativas menores al 25%, la excesiva y rápida evaporación del sudor puede producir deshidratación del organismo y perturbaciones por enfriamiento. De otro lado, el viento reduce la sensación térmica con respecto a la temperatura del aire, el movimiento del aire acelera la disipación del calor por evaporación y así cuando el tiempo es frío y el viento fuerte se siente una temperatura aun menor: A mayor fuerza del viento, mayor es el esfuerzo necesario para mantenerse caliente, ya que el aire en movimiento se lleva grandes cantidades de calor del cuerpo, así, por ejemplo, un viento de 10 m/seg, soplando en aire de 10°C, producirá la misma sensación que aire en calma con temperatura cercana a 0°C. Medición del confort térmico Para la medición del confort térmico en el país se adoptó y ajusto la formula de Poder de Refrigeración de Leonardo Hill y Morikofer – Davos, con algunas modificaciones: en primer lugar se obtiene un índice de confort IC en lugar del poder de refrigeración; en segundo lugar se incluyó el parámetro humedad; y finalmente, se tiene en cuenta la variación de la temperatura con la altura. De esta manera, se obtiene una formula con tres opciones dependiendo de la altura del lugar, una para sitios con elevaciones inferiores a 1.000 metros, otra para elevaciones entre 1.000 y 2.000 metros y una ultima para elevaciones superiores a los 2.000 metros, de la siguiente manera:

IC = (36.5 - t s ) (0.05 + 0.04 v + h/250) para elevaciones inferiores a 1.000 metros (1)

IC = (34.5 - t s ) (0.05 + 0.06 v + h/180) para elevaciones entre 1.000 y 2.000 metros (2)

IC = (33.5 - t s ) (0.05 + 0.18 v + h/160) para elevaciones superiores a 2.000 metros (3) Donde: IC = índice de confort t s = temperatura del aire en grados Celsius (°C) v = velocidad del viento en metros por segundo (m/s) h = humedad relativa en porcentaje (%) En casos de no tener datos de viento se puede considerar el siguiente juego de formulas, aunque los resultados pueden ser menos ajustados a la realidad. IC = (36.5 - t s ) (0.05 + h/250) para elevaciones inferiores a 1.000 metros (4) IC = (36.5 - t s ) (0.05 + h/180) para elevaciones entre 1.000 y 2.000 metros (5) IC = (36.5 - t s ) (0.05 + h/160) para elevaciones superiores a 2.000 metros (6) Donde IC = índice de confort t s = temperatura del aire en grados Celsius (°C)

h = humedad relativa en porcentaje (%) Teniendo en cuenta las condiciones del país se estableció la siguiente clasificación bioclimática: IC Sensación Experimentada 0 a 3 Incómodamente caluroso 3 a 5 Caluroso 5 a 7 Cálido 7 a 11 Agradable 11 a 13 Algo frío 13 a 15 Frío Más de 15 Muy frío Descripción de la distribución espacio temporal de la sensación térmica media del país Región Caribe En la mayor parte de la región la sensación térmica es calurosa, con excepción del área de la Sierra Nevada de Santa Marta, en donde se presentan casi todas las sensaciones desde muy frío a caluroso y algunos sectores de los departamentos de Cesar y La Guajira en donde se presentan sensaciones climáticas muy calurosas. A través del año, esta región presenta un comportamiento variable. En su mayor parte: entre mayo y septiembre el índice es incómodamente caluroso, mientras que el resto del año es caluroso. Región Pacifica

En la región del Pacifico, el litoral presenta sensaciones térmicas calurosas; en el piedemonte de la cordillera occidental la sensación climática va de cálido a agradable, con algunas áreas hacia el sur que llegan hasta muy frío. La situación de confort, es poco variable durante el año. Región Andina En esta región se pueden encontrar casi todas las sensaciones térmicas entre muy frío y caluroso, pasando por cálido, agradable, algo frío y frío. Las sensaciones climáticas más calurosas se localizan en los valles interandinos y las más frías en las áreas más elevadas de las tres cordilleras. A través del año el índice de confort es muy variable; por debajo de 1000 metros sobre el nivel del mar (msnm), se tienen amplios sectores donde las sensaciones climáticas son calurosas durante todo el año. En áreas entre 1000 y 1200 msnm, la sensación climática es cálida durante gran parte del año, siendo agradable el resto del tiempo, especialmente coincidiendo con las temporadas más lluviosas. Por encima de los 1200 hasta aproximadamente 1800 metros, el índice de confort predominante es agradable con algunos meses cálidos, en algunos sectores y en otros algo fríos. A partir de los 1800 y hasta cerca de 2400 metros la sensación térmica que más se presenta es fría, con algunos meses algo fríos y muy fríos. Después de los 2400 metros predomina la sensación muy fría, con algunos meses fríos y otros algo fríos. Por encima de 2700 se mantiene durante todo el año en muy frío. Orinoquia Presenta una sensación térmica mayormente calurosa; solo en el área del piedemonte se localizan sensaciones climáticas entre cálidas y algo frías. A través del año la sensación climática predominante es la calurosa, entre mayo y septiembre se presenta, en gran parte de la región, un índice de confort cálido y en sectores aislados, se tienen sensaciones térmicas incómodamente calurosas al comienzo del año. Amazonia Sensaciones climáticas calurosas en casi toda la región, con excepción del piedemonte y el área de la serranía de La Macarena, que tiene sensaciones térmicas que van desde algo frías a cálidas. El comportamiento temporal es caluroso durante gran parte del año con excepción del mes de julio cuando predomina la sensación cálida y la zona del piedemonte donde los índices de confort están entre cálidos y muy fríos.

Mapa 19. Confort climático

2.10 El OZONO El ozono es un gas incoloro e inestable de tres átomos de oxígeno que se encuentra naturalmente en la atmósfera (su formula química es O3), además, es un oxidante fuerte, muy fácil de producir pero a la vez muy frágil y fácil de destruir. Este gas reacciona fácilmente con muchos compuestos químicos y es explosivo en pequeñas cantidades.

Figura 25. Distribución del ozono en altura. (Fuente: IDEAM). El ozono se encuentra en la atmósfera en una proporción muy pequeña en comparación con otros componentes, ya que existe una relación de 120 moléculas de ozono por cada 10 millones de moléculas de aire (valor aproximado en el lugar de máxima concentración dentro de la capa de ozono) en la alta atmósfera, comienza con las fuentes de óxidos de nitrógeno y de hidrocarburos, a los que se les conoce como los precursores principales del ozono, o con los compuestos que reaccionan en presencia de luz solar para producir ozono. Particularmente cuando hay temperaturas elevadas y hay poca mezcla de las corrientes de aire, el ozono superficial puede acumularse a niveles tóxicos. El ozono estratosférico se forma en la atmósfera cuando la radiación ultravioleta alcanza la estratósfera y disocia las moléculas de oxígeno (O2) en oxígeno atómico (O). Posteriormente, el oxígeno atómico se combina rápidamente con otras moléculas diatómicas de oxígeno (O2) para formar el ozono (O3):

O2UVO2 →+

32 OOO →+ Donde UV es la radiación ultravioleta con longitud de onda entre 240 y 320 nanómetros (nm). El ozono se forma fundamentalmente en la región trópico- ecuatorial, con mayor disponibilidad de oxígeno y radiación solar. Una vez producido, se desplaza horizontalmente hacia los polos, siguiendo el movimiento de las masas de aire estratosférico.

DESCOMPOSICIÓN DEL OZONO El ozono se descompone por fotodisociación, cuando las moléculas de ozono son blanco de la radiación ultravioleta solar en la banda de energía correspondiente al UV – B (290 – 320 nm)

OO2)nm310(UVO 23 +→<+

También se disocia en presencia de oxígeno atómico para dar oxígeno molecular

calorO2OO 23 +→+ En la estratósfera existen otras especies químicas en muy baja concentración, tanto de origen natural como antropogénico, representadas por radicales OH-, óxidos de nitrógeno, metano, compuestos clorados, etc, que pueden intervenir en proceso químicos que eliminan el ozono estratosférico. DESTRUCCIÓN DE LA CAPA DE OZONO La interacción de la radiación ultravioleta del espectro solar con el oxígeno, a la altura de la estratósfera produce continuamente ozono, que a su vez se descompone por colisión con el oxígeno atómico y por la interacción con algunos elementos químicos como el carbono, nitrógeno, hidrógeno, fluor, cloro y bromo. En la descomposición del ozono, la radiación UV arranca el cloro de una molécula de clorofluorocarbono (CFC) y este átomo de cloro, al combinarse con una molécula de ozono, la destruye para luego combinarse con otras moléculas de ozono y eliminarlas. El proceso es una larga cadena capaz de destruir hasta 100.000 moléculas de ozono y solo se detiene cuando el átomo de cloro se mezcla con algún compuesto químico que lo neutralice. Los componentes químicos que contienen carbono, cloro y fluor son denominados CFC. Los CFC son producidos por muchas aplicaciones desarrolladas por el hombre, tales como la refrigeración, el aire acondicionado, los aerosoles, la espuma, los limpiadores de componentes electrónicos y los solventes. Otro importante grupo de los halocarburos, son los halones, utilizados en la extinción del fuego, los cuales contienen carbono, bromo, fluor y en algunos casos, cloro. Desde la era industrial se han ido incrementando estos químicos en la atmósfera, perdurando muchos cientos de años y favoreciendo el proceso de destrucción del ozono por largos períodos. Por ello los gobiernos han decidido, a través de una serie de compromisos consignados en el Protocolo de Montreal, descontinuar la producción de CFC, alones y otros químicos y buscarles sustitutos más amigables para el ozono. (Ver AGUJERO DE LA CAPA DE OZONO, al final del artículo) UNIDADES DE MEDIDA DEL OZONO Las medidas más usuales del ozono son: el ozono total que expresa la cantidad total de ozono contenido en la columna vertical de la atmósfera sobre la superficie de la Tierra y el perfil vertical del ozono que indica las concentraciones de ozono en función de la altura o la presión. La medida del ozono total se expresa en términos de Unidades Dobson (UD.), que corresponden a una concentración atmosférica media, de aproximadamente, una parte por billón en volumen (1 ppbv). Mil Unidades Dobson equivalen a una capa

uniforme de ozono de un centímetro de espesor en condiciones normales. La cantidad de ozono presente en la atmósfera es muy pequeña, oscilando entre 200 a 500 U.D., con un valor medio mundial de 300 U.D. Si todo el ozono que rodea la Tierra fuera comprimido al nivel del mar (1013,25 hPa o 1 atm) y a 0ºC (273ºK), es decir a condiciones normales de temperatura y presión, dicha capa de ozono puro tendría aproximadamente 3 mm de espesor. El perfil vertical del ozono se determina en diferentes niveles de altura y se mide como la presión parcial ejercida por el ozono. La unidad más usual es el milipascal. (Fig.25) MÉTODOS DE MEDICIÓN DEL OZONO

PERFIL VERTICAL DEL OZONO El IDEAM comenzó a realizar mediciones de la columna vertical de ozono, desde el mes de noviembre de 1998, en la estación meteorológica EL DORADO. Las observaciones de ozono en superficie y altura se efectúan mediante el ozonosonda (Fig.26), el cual es un analizador de ozono acoplado a una radiosonda que permite medir la concentración del ozono en función de la altura mediante el muestreo del aire mientras asciende el globo, el cual, puede llegar hasta altitudes de 30 o 40 Km. La señal del analizador de ozono es leída por la radiosonda y transmitida telemétricamente a la estación terrena. OZONO TOTAL De igual manera, el IDEAM realiza el seguimiento del ozono total para todo el territorio nacional a través de medidas satelitales, por medio del Espectrómetro Cartográfico Total de Ozono (Total Ozone Mapping Spectrometer - TOMS) portado en el satélite Earth Probe, las cuales, no muestran ningún adelgazamiento de la capa de ozono en esta zona tropical.

Ozonosonda

Figura 26. Equipos empleados en la medición del perfil de ozono y del ozono total El TOMS es un instrumento que puede medir la cantidad total de la columna de ozono, desde la superficie hasta el tope de la atmósfera, bajo cualquier condición geofísica y a cualquier hora del día, permitiendo obtener una visión global de la distribución del ozono total. Las observaciones se efectúan para el espectro electromagnético cercano a la región del ultravioleta, donde la luz solar es parcialmente absorbida por el ozono.

IMPORTANCIA DE LA VARIABLE El ozono estratosférico es considerado benéfico para los humanos y las diferentes formas de vida, ya que, absorbe la radiación UV procedente del sol. Si esta radiación no es absorbida y alcanza la superficie de la tierra, puede incrementar los casos de cáncer en la piel, cataratas y afectar el sistema inmunológico en los humanos así como afectar otras formas de vida como plantas, organismos celulares y ecosistemas acuáticos como el plancton. La cantidad de radiación UV-B que llega a la superficie de un lugar, está inversamente relacionada con el ozono total: a menor cantidad de ozono mayor radiación UV-B ingresa a la superficie. La absorción de radiación UV-B por el ozono es una fuente de calentamiento de la estratosfera, que contribuye a que en esta región se presenten incrementos de temperatura con la altura. Debido a lo anterior, el ozono juega un papel importante en el control de la temperatura de la atmósfera terrestre. DISTRIBUCIÓN del ozono

DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Y TEMPORAL DEL OZONO TOTAL EN COLOMBIA

En Colombia, la columna de ozono, en promedio varía entre 255 y 267 U.D., caracterizándose el mes de enero por presentar los valores más bajos, mientras que en agosto y septiembre se presentan los más altos. Es de anotar que la columna de ozono se hace más pequeña a lo largo de la cordillera, debido a que en esta zona el aire es más limpio y es más delgada la capa atmosférica.

En la figura 27 se presentan los mapas de la distribución de la columna de ozono a lo largo del año, las cuales fueron obtenidas a partir de las mediciones satelitales del Nimbus7 Meteor3 y earth probe – Total Ozone Mapping Spectrometer ( TOMS NASA), para el período 1979 – 2003 Distribución temporal del ozono En enero la columna de ozono presenta los valores más bajos en el año, por lo tanto es la época en la cual Colombia recibe mayor radiación ultravioleta; el sur de la región Caribe y el norte de la región Andina, registran los menores niveles de ozono, con mínimos de 240 U.D. sobre sectores de Antioquia, Boyacá, Santanderes, Cundinamarca y Eje cafetero; a partir de esta área del país los valores de ozono crecen latitudinalmente hacia el norte y sur, siendo más acentuado este aumento hacia la parte sur del país y es así como en Leticia la columna de ozono es de 256 U.D., en tanto que en el mar Caribe los valores se encuentran alrededor de 245 U.D. Entre enero y agosto se presenta un aumento generalizado de la columna de ozono y además se mantiene una distribución espacial similar, caracterizada porque en el norte del país el aumento es mayor que en el sur, con valores (en agosto) entre 280 a 288 U.D., mientras que en el trapecio amazónico fluctúan entre 267 y 273 U.D., los valores más bajos, entre 260 y 265 U.D., se registran en Nariño y zonas circundantes. En septiembre se observa un aumento de las concentraciones de ozono, de aproximadamente 3 U.D., más que en agosto sobre el sur del país, mientras que en el norte, el comportamiento toma un rumbo contrario, con disminuciones hasta de 6 U.D. En los meses subsiguientes la marcha del ozono continua en descenso en todo el territorio hasta el mes de enero.

ENERO

FEBRERO

MARZO

ABRIL

MAYO

JUNIO

JULIO

AGOSTO

SEPTIEMBRE

OCTUBRE

NOVIEMBRE

DICIEMBRE

LEYENDA (UNIDADES

DOBSON)

Figura 27. Distribución media del ozono total a lo largo del año, en unidades Dobson (o miliatmósferas) contenido en una columna de aire de 1 cm2 de sección que va desde la superficie hasta el tope de la atmósfera, obtenidas a partir de las mediciones satelitales. (Fuente: IDEAM)

DISTRIBUCIÓN DEL PERFIL DE OZONO EN BOGOTA

La distribución vertical de concentración de ozono entre superficie (SFC) y 7 milibares (34 km de altitud aproximadamente), sobre Bogotá, presentada en la tabla 24, muestra que las altas concentraciones de ozono se encuentran en la estratósfera, entre los 30 mb (25 km de altitud) y 20 mb (27 km de altitud), con un valor máximo de 14,4 mPa (milipascal), por debajo de los valores típicos globales para este nivel (tabla 25).

Tabla 24. Valores medios de las concentraciones de ozono (mPa) para Bogotá.

Nivel (mb)

Ozono (mPa)

SFC 1,985

700 2,569

500 1,855

400 1,657

300 1,155

250 1,019

200 0,995

150 0,906

100 1,223

70 3,674

50 7,076

30 11,954

20 14,443

10 9,755

7 5,960

Nota: Corresponde a los promedios de los datos del periodo entre noviembre de 1998 y junio de 2001, obtenidos mediante los sondeos atmosféricos realizados mensualmente por el IDEAM.

También es posible identificar que en los primeros 500 metros de altura, entre superficie y 700 mb, se registra la mayor concentración de ozono troposférico, con valores por encima de 2 mPa (24 µg/m3). Tabla 25. Concentraciones típicas de ozono para una altitud de 25 km, obtenida mediante el promedio de los registros globales. (Fuente: OMM)

Densidad (µg/m3)

Concentración relativa al aire local por volumen

Presión parcial (mPa)

Concentraciones típicas de ozono a 25 km de altitud

396

6.03 10-6

15.1

FACTORES QUE AFECTAN EL OZONO TOTAL EN COLOMBIA

Para los ciclos afines con la variabilidad interanual y decadal del ozono, se presenta una señal importante en sus variaciones temporales relacionadas con la Oscilación Cuasi-Bienal (QBO) cuyo periodo, aproximadamente, es de 27 a 30 meses, sin embargo, es de anotar que en la zona correspondiente al Mar Caribe Colombiano, que se encuentra por encima de los 10 grados de latitud norte, esta señal se presenta con menor intensidad, debido a que la QBO es un fenómeno ecuatorial y su relación con procesos fuera de estas latitudes cada vez es menor. En la zona del Mar Caribe Colombiano sobresale la relación con un ciclo de 115 meses, que bien puede corresponder con el ciclo solar, cuyo periodo es cercano a 11 años. La señal del ciclo solar para las demás regiones recae como el segundo factor en la variabilidad temporal del ozono.

En las regiones Mar Caribe Colombiano y Montaña Nariñense, la señal del ciclo EL Niño/La Niña, en la variabilidad del ozono, se sitúa en tercer lugar, mientras que en las otras regiones se encuentra enmascarada con la QBO. AGUJERO DE LA CAPA DE OZONO El rápido agotamiento de la capa de ozono sobre una región enorme, en la que el total del ozono es inferior a 200 – 220 UD, se le conoce como "agujero de la capa de ozono". Este adelgazamiento de la capa de ozono sobre la Antártida se ha observado durante los dos últimos decenios todos los años entre septiembre y noviembre. La disminución de los valores, que llevó a hablar de un agujero en la capa de ozono comenzó tan solo a mediados de los años 80, cuando la superficie afectada comenzó a sobrepasar los 10 millones de kilómetros cuadrados y ha alcanzado unos 22 millones de km2 durante varios días en cada uno de los seis últimos años. En 1998 se observó una extensión muy considerable, de más de 25 millones de kilómetros cuadrados durante varios días consecutivos desde mediados de septiembre hasta la primera semana de octubre. En años anteriores, tan solo se había evidenciado el adelgazamiento en una superficie tan extensa durante unos pocos días de 1993 y 1994. Por otra parte, el número de días en que la superficie del agujero superó los 10 millones de km2 se prolongó durante 100 días, lo cual no tiene precedente. El período más prolongado observado anteriormente había sido de 88 días durante la estación de 1986. Al llegar los rayos solares de la primavera, se producen reacciones fotoquímicas sucesivas que descomponen el ozono por acción de los rayos ultravioleta y también de aquellos compuestos que contienen principalmente cromo, fluor y bromo. A pesar de que las sustancias agotadoras de la capa de ozono no se producen en los polos, sino en las latitudes medias y en especial en el hemisferio norte, las sustancias son arrastradas hacia las latitudes tropicales y suben luego hacia la estratosfera debido a los vientos; posteriormente gran parte de estas sustancias son congregadas sobre las regiones polares, también por efecto de los vientos. Las condiciones meteorológicas durante el invierno favorecen la creación de una corriente de aire polar que aísla las masas de aire tomándola muy fría y reteniendo las sustancias agotadoras de la capa de ozono, tales como el cloro y el bromo; durante la primavera se descongelan las nubes y se liberan estas sustancias para reaccionar con el ozono. En el polo sur las temperaturas estratosféricas son mucho más bajas que en el norte, razón por la que se forman muchas más nubes allí y la destrucción del ozono es mucho mayor. Según los registros, en la estación Halley Bay, en la Antártida el proceso de destrucción del ozono es muy marcado. Allí a mediados del siglo XX se registraban valores cercanos a los 500 UD, mientras que en la década de los noventa se aproximaron a 150 UD. De otra parte, se aprecia que el descenso de la cantidad de ozono durante la estación de primavera es mucho menos acentuado que durante el verano. La dimensión del problema asociado a la disminución de los niveles de ozono alcanza la escala del conjunto de la biosfera. El aumento en la incidencia del cáncer de piel apenas sería uno de los efectos nocivos. Los ecosistemas actuales podrían sufrir enormes transformaciones si los niveles de ozono descendieran significativa y rápidamente.

Mapa 20.Columna de ozono

2.11 LOS FENÓMENOS EL NIÑO / LA NIÑA El Fenómeno El Niño ¿Qué relación hay entre la Corriente de El Niño y el fenómeno El Niño? Es muy importante diferenciar entre la corriente de El Niño y el fenómeno El Niño. La corriente de El Niño es una corriente marina de agua ligeramente cálida proveniente del área ecuatorial que anualmente, por el mes de diciembre, aparece frente a las costas de Perú y Ecuador. Los nativos de estas regiones la relacionaron con la Navidad y le dieron el nombre de El Niño, asociándola a la creencia cristiana del nacimiento del niño Jesús. Para las épocas en las que se observaban aumentos de la temperatura superficial del mar en esta región, la gente asumía que la corriente El Niño se manifestaba de forma fenomenal y, comenzó a denominar estos eventos extremos como Fenómeno El Niño. Este nombre se introdujo en la cultura de los países de la región y de la comunidad científica mundial que terminó por adoptar este término para referirse específicamente a la aparición y permanencia por varios meses de aguas superficiales relativamente más cálidas que lo normal desde el centro del Pacífico tropical central hasta las costas del norte de Perú, Ecuador y sur de Colombia. ¿Desde cuando se ha venido presentado el fenómeno El Niño? El fenómeno El Niño es una de las fases extremas dentro del ciclo conocido como El Niño, La Niña - Oscilación del Sur, que es la causa de la mayor señal de la variabilidad climática interanual, en la zona tropical. Aunque este fenómeno se viene presentando desde tiempos muy remotos y, a pesar de que se tiene reportes de eventos desde el siglo XVI, solo en la segunda mitad del presente siglo se inició su estudio en forma detallada. De acuerdo con el inventario desarrollado por el investigador William H. Quinn, en los últimos cien años se han identificado los siguientes eventos cálidos en el Pacífico tropical central y oriental (años de inicio): 1902, 1904-05, 1907, 1910, 1911-12, 1914-15, 1917, 1918-19, 1923, 1925-26, 1930-31, 1932, 1939, 1940-41, 1943, 1951, 1953, 1957-58, 1965, 1969, 1972-73, 1976 y 1982-83, 1986-87 y 1991-92; después de los reportados por Quinn (1993) se han registrado los eventos de 1994-95 y de 1997-98. Los eventos mejor documentados son los que han ocurrido a partir de los años 50s. Cada fenómeno El Niño es un evento con particularidades específicas. En la Tabla No 26 se presentan los fenómenos El Niño ocurridos desde 1950 con su respectiva intensidad y duración identificados por el comportamiento de la temperatura superficial del mar en la región central del Pacífico tropical (Región Niño 3). Es posible encontrar algunas diferencias en cuanto a su intensidad y duración y, a pesar de estas diferencias, algunos autores han intentado elaborar un modelo denominado El Niño canónico utilizando ciertas características comunes a los fenómenos documentados, el cual se ha apartado mucho de la génesis y el desarrollo de los últimos eventos fuertes registrados.

Tabla 26. Épocas de ocurrencia de anomalías positivas en la temperatura superficial del mar del océano Pacífico Tropical Central. El Índice corresponde al valor medio de las anomalías durante el período de permanencia de las mismas.

EVENTO MESES PERIODO ÍNDICE El Niño 6 jul/51 - dic/51 1.14 El Niño 9 jun/57 - feb/58 1.31 El Niño 8 jun/65 - ene/66 1.46 El Niño 13 ene/69 - ene/70 0.92 El Niño 10 may/72 - feb/73 1.81 El Niño 6 ago/76 - ene/77 1.11 El Niño 16 may/82 - ago/83 2.07 El Niño 15 oct/86 - dic/87 1.41 El Niño 12 jun/91 - may/92 1.24 El Niño 13 may/97 - may/98 2.74

¿Cuáles han sido los eventos más intensos registrados? Los eventos ocurridos en los años 1997-98 y 1982-83 han sido considerados como extraordinarios, es decir, los más intensos del siglo XX. Durante estos períodos, las temperaturas superficiales del mar (TSM) registraron anomalías positivas (valores por encima de lo normal) superiores a 9°C, en algunos puntos del sector oriental del Pacífico tropical. En la figura 28 se aprecian este tipo de anomalías en el puerto de Chicama (Perú).

Figura 28. Anomalías de temperatura de superficie del mar (°C) registradas en Puerto Chicama (Perú) desde 1925 hasta 1998 referidas al promedio del período 1950-1979. Nótese la magnitud de las anomalías durante los eventos de 1982-83 y 1997-98. Fuente: SENAMHI, Perú.

¿Cómo se desarrolla un fenómeno El Niño ? Dada su extensión y profundidad, la cuenca del océano Pacífico tropical es el escenario natural del fenómeno El Niño. En esta región los vientos alisios impulsan la relativamente cálida capa superficial del océano ecuatorial, transportándolas de Este a Oeste, dando origen a una acumulación importante de calor en el sector occidental (norte de Australia, Oceanía y el Sudeste Asiático). De otra parte, frente a la costa suramericana se produce el afloramiento (surgencia) de aguas frías de características subantárticas, ricas en nutrientes, que la convierten en una de las regiones de mayor productividad pesquera en el mundo. De esta forma, en la parte occidental las aguas son cálidas (del orden de 29 y 30 °C), en marcado contraste con el sector oriental (costa suramericana) donde se concentran aguas relativamente frías, (entre 22 y 24 °C). El nivel medio del mar en el sector occidental es mayor (alrededor de 50 centímetros) que en el oriental, en razón al acumulamiento de agua cálida en el primero de ello. La fuerza de arrastre de los vientos alisios mantiene esta diferencia de nivel entre los dos sectores. Durante algunos meses, por causas que aún son materia de investigación, los vientos alisios se debilitan y en consecuencia cesa la fuerza de arrastre que la atmósfera impone al océano sobre su capa superficial, iniciándose el desplazamiento de las aguas cálidas desde el Oeste hacia el Este en forma de una onda, comúnmente denominada onda Kelvin ecuatorial, que tiene una longitud de varios miles de kilómetros y una amplitud de unos 20 a 30 centímetros, Esta onda, cruza el Pacífico tropical, en un lapso de 50 a 60 días, hasta llegar a la costa de Suramérica. La presencia de estas aguas anormalmente cálidas en el sector central y oriental del Océano Pacífico tropical, es lo que comúnmente se conoce como Fenómeno El Niño. ¿Cuántas y cuáles son las etapas de desarrollo de los fenómenos El Niño? Algunos investigadores como Wyrtki, 1975; Wyrtki, 1982; Rasmusson & Carpentier, 1982; Cane, 1983, sugirieron algunos procesos que intentaban explicar las etapas de desarrollo del fenómeno. Con base en esta información y con el apoyo en las teorías emanadas de otros centros de investigación, el IDEAM identifica las cuatro siguientes fases de evolución, analizando el desarrollo de los últimos 10 fenómenos: inicio, desarrollo, madurez y debilitamiento o retorno a la normalidad. En la Figura 29 se ilustran esquemáticamente las condiciones océano atmosféricas del Pacífico tropical, durante los períodos normales y de ocurrencia de los fenómenos El Niño.

Figura 29. Representación esquemática de las condiciones océano atmosféricas del Pacífico tropical, durante los períodos normales y de ocurrencia de los fenómenos El Niño. Adaptado por Pabón & Montealegre de NOAA/PMEL/TAO Project,USA.

La fase inicial corresponde al desplazamiento de aguas cálidas desde el sector occidental del Pacífico tropical hacia la zona cercana a la línea de cambio de fecha (180° de longitud). Este desplazamiento es generalmente interpretado como la respuesta del océano al relajamiento del flujo de vientos del Este (que soplan desde el oriente hacia el occidente), desde uno o dos meses antes, lo cual esta a su vez relacionado con un debilitamiento del Anticiclón del Pacifico Suroriental. El debilitamiento de los alisios ocasiona una disminución del afloramiento de aguas frías (surgencia) en el sector oriental del océano. En la fase de desarrollo las aguas cálidas se desplazan hacia el oriente y avanzan como una onda Kelvin ecuatorial, traspasando la línea de cambio de fecha. Los vientos Alisios se debilitan por completo e incluso se pueden invertir su dirección soplando como vientos de Occidente a Oriente a lo largo de la línea Ecuatorial. El nivel medio del mar se incrementa en los sectores por donde va avanzando la onda y en consecuencia, la capa del océano donde se producen cambios rápidos de la temperatura con la profundidad (termoclina), va hundiéndose. En la fase de madurez los vientos en la mayor parte del Pacífico tropical soplan de Oeste a Este. En esta fase, es posible encontrar el máximo calentamiento en el sector oriental del Pacífico Tropical, frente a las costas de Perú, Ecuador y Colombia. En el sector oriental la termoclina alcanza las mayores profundidades, la surgencia prácticamente se suprime y el nivel medio del mar en el Pacífico tropical es relativamente mas alto en el sector oriental que en el occidental. Durante esta fase, otros parámetros oceánicos y atmosféricos alcanzan valores extremos (figura 30).

Figura 30. Anomalías de temperatura de la superficie del mar en la cuenca del océano Pacífico tropical en diciembre de 1997, cuando se registró la fase madura del fenómeno El Niño 1997-98. Fuente: NOAA/NCEP, USA. En la fase de debilitamiento o de retorno a la normalidad los vientos alisios empiezan a recuperar su intensidad hasta llegar a alcanzar valores cercanos a los promedios históricos, lo cual favorece la recuperación de la surgencia; en el sector Oriental las anomalías positivas de la temperatura superficial del mar en el sector oriental empiezan a disminuir y las aguas cálidas se van transportando al Occidente. Aparecen ondulaciones en el campo térmico superficial a lo largo del Pacífico tropical que se desplazan de Este a Oeste; estas son conocidas como ondas Rossby oceánicas. También es posible encontrar acumulamientos de aguas cálidas que se desplazan por la zona costera americana hacia el norte y hacia el sur, conocidas como ondas Kelvín costeras. El nivel medio del mar se va

incrementando paulatinamente en el sector occidental hasta hacerse nuevamente mayor en comparación con el oriental. ¿Cuál es la intensidad, frecuencia y duración de los fenómenos El Niño? La intensidad de un fenómeno El Niño se refleja en la magnitud de las anomalías que se registran, tanto en el océano como en la atmósfera de la cuenca del Pacífico tropical. Es conveniente destacar que la intensidad del fenómeno, aunque influye, es diferente de la magnitud del efecto climático y del impacto producido por el fenómeno en las actividades humanas (figura 4). El efecto climático depende de la época del año en que se presenta la fase extrema del fenómeno (por la estacionalidad o el ciclo anual de las variables físicas) y el impacto socioeconómico está más relacionado con la vulnerabilidad de los diferentes países, regiones y de los sectores socio-económicos nacionales afectados. El calentamiento de la superficie del Océano Pacífico Tropical Centro-oriental, observado durante los fenómenos El Niño, tiene un promedio de duración de doce (12) meses.

Duración e intensidad de los fenómenos El Niño - Pe riodo 1951 - 2000

0

2

4

6

8

10

E F M A M J J A S O N D E F M A M J J A S O N D

51 57 65-66 69 72-73 76-78 82-83

86-87 91-92 97-98

Figura 31. Representación esquemática de la duración y la intensidad de los diferentes eventos El Niño observados durante el período 1951-2000. (Composición realizada con base en los datos de las anomalías de la temperatura superficial del mar en la región Niño 3, del océano Pacífico tropical). El calentamiento del océano relacionado con el fenómeno El Niño es recurrente, aunque no periódico y, en términos generales, se presenta entre cada dos y siete años. Algunos estudios indican que la frecuencia del fenómeno El Niño no ha tenido mayores cambios por lo menos en los últimos 400 años. Sin embargo, otros análisis desarrollados recientemente muestran que la frecuencia de los fenómenos ha variado en diferentes épocas, siendo un poco más frecuentes en las últimas décadas, de 2 a 5 años.

¿Cuál es el efecto climático derivado de los fenómenos El Niño? Mediante el análisis de la información histórica, se ha establecido que en nuestro país el fenómeno El Niño afecta, entre otras variables, la temperatura del aire, la precipitación y lógicamente los caudales. Se han hecho evidentes ligeros incrementos en la temperatura

del aire (entre 0.2 y 0.5 °C) en la mayor parte del país. Estas anomalías superan el medio grado Celsius en la región Pacífica, el nororiente de la región Caribe y buena parte de la región Andina, particularmente en los valles interandinos y en los Santanderes. También se ha podido determinar que durante su ocurrencia se presenta una tendencia significativa a la disminución de la temperatura del aire en horas de la madrugada, con lo cual se propicia el desarrollo del fenómeno de heladas en los altiplanos. La afectación del régimen de lluvias por el fenómeno El Niño no sigue un patrón común, ni ha sido el mismo durante la ocurrencia de los 10 últimos eventos documentados. Por el contrario, es diferencial a lo largo y ancho del territorio nacional. En términos generales, se ha podido identificar que cuando se presenta el fenómeno hay déficit moderado de precipitación (entre el 20 y el 40% en los volúmenes mensuales) de la región Caribe y la mayor parte de la región Andina, particularmente en Nariño, Valle, norte de Huila, occidente de Antioquia, Tolima, Cundinamarca, Boyacá, Santander y la región del Catatumbo. Estas deficiencias son de carácter severo (superiores al 40%) en la Guajira, la parte media del litoral Caribe, el norte de Córdoba, el sector central de Sucre, el altiplano Cundiboyacense y el área limítrofe entre los Santanderes. (Mapas 22 y 23) En marcado contraste con la situación anterior, las lluvias son más abundantes de lo tradicional en el centro y sur de la región Pacífica, algunas áreas del piedemonte llanero y el sur occidente de la Amazonia colombiana. Al alterarse el régimen de lluvias por el fenómeno de El Niño, se afecta igualmente la oferta natural del recurso hídrico, a causa del impacto registrado sobre los caudales de los diferentes ríos y cuerpos de agua que surten la demanda en el territorio colombiano. Otro efecto climático asociado con este fenómeno, es el incremento de la cantidad de radiación ultravioleta que llega a la superficie de la tierra. El predominio de tiempo seco favorece el incremento de horas de brillo solar y por consiguiente la cantidad de radiación solar incidente, la cual incluye la parte ultravioleta del espectro. Es importante mencionar que el efecto climático del fenómeno El Niño no solo trae consecuencias negativas. En la medida como se puedan utilizar las condiciones relativamente secas en las regiones Andina y Caribe y las lluviosas en el sur de la Costa Pacífica y el suroccidente de la Amazonia Colombiana, el efecto podría ser benéfico para algunos sectores.

El Fenómeno La Niña

Dentro de la escala de variabilidad interanual del océano Pacífico tropical, recurrentemente se presentan condiciones relativamente frías. Por ser contrarias a las que se observan durante los fenómenos El Niño, a las condiciones frías extremas se les ha denominado La Niña, término que se ha generalizado en el ámbito científico durante los últimos años. ¿Es el fenómeno de la Niña la cara opuesta del fenómeno del Niño? En el Pacífico tropical son posibles tres condiciones: calentamiento extremo (El Niño), condiciones neutras y enfriamiento extremo (La Niña). Algunos autores tienden a interpretar La Niña como condiciones normales más acentuadas en el Pacífico tropical. En términos generales, el término La Niña se refiere a las condiciones frías extremas que recurrentemente se presentan en el sector central y oriental del Pacífico tropical durante

un período de varios meses, alterando sensiblemente el clima en diferentes regiones del planeta. Las condiciones La Niña son aproximadamente inversas a las que se presentan en los eventos El Niño. Sin embargo, la alteración del campo térmico oceánico registrado en ambos eventos no es equivalente en magnitud, como tampoco se puede considerar simétricamente inversas. El hecho de que de alguna manera las características del fenómeno La Niña son contrarias a las del El Niño sirvió de base para que a finales de los 80s se le empezara a denominar con este nombre: La Niña. ¿Desde cuando se ha venido presentado el fenómeno La Niña? Los eventos fríos La Niña, al igual que los de El Niño, se vienen presentando desde tiempos muy remotos. Por ser una de las fases del ciclo El Niño, La Niña - Oscilación del Sur dentro de la variabilidad climática interanual, los aspectos históricos son similares a los de El Niño anotados en el punto anterior. Sin embargo, no se le había prestado la misma atención que a El Niño hasta el evento de 1988 que causó grandes desastres en diferentes partes del planeta. ¿Cuántos y cuáles han sido los eventos La Niña registrados en las últimas cinco décadas? En la Tabla 27 se presentan los fenómenos La Niña ocurridos en los últimos 50 años, con su respectiva intensidad y duración identificados por la TSM en la región central del Pacífico tropical (Niño 3). En el período de registros instrumentales de la temperatura superficial del mar, es posible identificar los eventos fríos del 1950-1951, 1954-1956, 1964, 1970-1971, 1973-1974, 1975-976, 1988-1989, 1998-1999. Los mejor documentados son los de los últimos tres decenios. Tabla 27. Épocas de ocurrencia de anomalías negativas en la temperatura superficial del mar (TSM) del océano Pacífico Tropical (Región Niño3). El Índice corresponde al valor medio de las anomalías durante el período de permanencia de las mismas.

EVENTO MESES PERIODO ÍNDICE La Niña 11 ene/50 - nov/50 -0.67 La Niña 22 abr/54 - ene/56 -0.88 La Niña 9 abr/64 - dic/64 -0.88 La Niña 9 jun/70 - feb/71 -1.16 La Niña 9 jun/73 - feb/74 -1.11 La Niña 9 jun/75 - feb/76 -1.01 La Niña 11 may/88 - mar/89 -1.35 La Niña 15 dic/98 - feb/00 -0.86

¿Cuáles son las principales causas que generan un fenómeno de La Niña? En los bordes orientales de los océanos, particularmente en el sector tropical, se producen los procesos de afloramiento ó surgencia (ascenso de aguas frías de características subantárticas, ricas en nutrientes). En el caso del Pacífico Tropical Oriental, el área de afloramiento cubre entre 4° y 16° de latitud Sur y se extiende a lo largo de 1.500 kilómetros frente a la costa suramericana, con un ancho aproximado de 50 kilómetros. Los procesos de surgencia se intensifican muy considerablemente durante

las épocas de fortalecimiento de los vientos alisios de componente Este y pueden generar grandes anomalías negativas en la temperatura superficial del mar, favoreciendo las condiciones propias para el desarrollo de un fenómeno La Niña. ¿Cuántas y cuáles son las etapas de desarrollo de los fenómenos La Niña? El análisis de la información producida por los centros internacionales especializados aunada a los estudios realizados sobre el tema por el IDEAM, permiten identificar las siguientes cuatro fases, en el desarrollo de estos eventos La Niña: inicio, desarrollo, madurez y debilitamiento o retorno a la normalidad. En la Figura 32 se ilustran esquemáticamente las condiciones oceánicas y atmosféricas del Pacífico tropical, durante los períodos normales y de ocurrencia de los fenómenos La Niña.

Figura 32. Representación esquemática de las condiciones océano-atmosféricas del Pacífico tropical, durante los períodos normales y de ocurrencia de los fenómenos La Niña. Adaptado por Pabón & Montealegre de NOAA/PMEL/TAO Project, USA. Durante la fase inicial se observa un significativo fortalecimiento de los vientos alisios del Este, y una intensificación de la surgencia en el sector oriental del océano, frente a las costas de Ecuador y Perú, lo cual se genera una fuente de agua fría en la superficie que posteriormente se propaga hacia el occidente. En la fase de desarrollo las aguas frías se desplazan desde la costa sudamericana hacia el Occidente y cubren el Pacífico tropical oriental y central. Los vientos Alisios aumentan su intensidad, pudiendo alcanzar valores entre 4 y 5 m/s, por encima de sus promedios. La termoclina se hace menos profunda y el nivel medio del mar registra valores por debajo de los usuales en la zona adyacente a la costa sudamericana. En la fase de madurez los vientos Alisios soplan con su mayor intensidad. en la mayor parte del Pacífico tropical. En esta fase, es posible encontrar el máximo enfriamiento (las mayores anomalías negativas de la temperatura superficial del mar) en los sectores central y oriental del Pacífico Tropical. En este último sector se alcanzan las menores profundidades de la termoclina y el nivel medio del mar presenta sus valores más bajos (figura 33).

Figura 33. Anomalías de temperatura de la superficie del mar en la cuenca del océano Pacífico tropical durante el trimestre Junio-Agosto de 1988, cuando se dio la fase madura del fenómeno La Niña 1988-89. Fuente: NOAA/NCEP, USA. En la fase de debilitamiento o de retorno a condiciones normales se aprecia un aflojamiento de los vientos Alisios, y en consecuencia, una reducción en la magnitud de las anomalías negativas de la temperatura superficial del mar en el sector oriental; las aguas cálidas nuevamente fluyen desde el Occidente y la termoclina se profundiza. El nivel medio del mar se va incrementando paulatinamente en el sector occidental hasta hacerse nuevamente mayor en comparación con el oriental. ¿Cuál es la intensidad, frecuencia y duración de los fenómenos La Niña? La intensidad de un fenómeno La Niña no es proporcionalmente inversa a la que se observa durante El Niño. Durante estos últimos, las anomalías positivas en la temperatura de la superficie del mar en el Pacífico centro oriental puede llagar a 5°C, en tanto que en los episodios fríos las anomalías negativas no pasan de 2.5°C. De todos los eventos fríos documentados a partir de 1950, no aparece ninguno tan intenso como los eventos cálidos registrados en 1982/83 o en 1997/98, considerados como los más fuertes del siglo pasado. Los Fenómenos Fríos del Pacífico, tienen un promedio de duración de doce (12) meses. No obstante, condiciones frías prolongadas por tercer año consecutivo no son inusuales. En la figura 34 se aprecia la irregularidad en las fechas de inicio, las duraciones y las intensidades de los fenómenos La Niña, documentados por las anomalías de la temperatura superficial del mar de la región Niño 3. Al igual que los eventos cálidos, éstos tampoco se pueden encasillar bajo un patrón común de comportamiento. Su génesis y características específicas difieren de uno a otro evento, igual que la magnitud de sus efectos e impactos.

Duración e intensidad de los fenómenos La Niña - Pe riodo 1951 - 2000

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

D E F M A M J J A S O N D E F M A M J J A S O N D E F

50 54-56 64 70-71 73-74 75-76

88-89 98-00

Figura 34. Representación esquemática de la duración e intensidad de diferentes eventos La Niña, ocurridos desde 1950. (Composición realizada con base en los datos recopilados por el Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales, IDEAM). El enfriamiento del océano relacionado con el fenómeno La Niña es recurrente, aunque no periódico y, en términos generales, se presenta una o dos veces por década. Desde finales de la década de los 70s hay una menor frecuencia de condiciones frías en el Pacífico tropical y una mayor tendencia a la ocurrencia de fenómenos cálidos (El Niño). Comparativamente, durante el período de observaciones El Niño ha sido más frecuente que La Niña: desde 1935 se han presentado siete episodios La Niña, en contraste con los 13 fenómenos El Niño ocurridos durante el mismo lapso. ¿Cuál es el efecto climático derivado de los fenómenos La Niña? Como se expresó anteriormente, no se puede catalogar el efecto climático de la fase fría como totalmente opuesto al observado en la fase cálida. En términos generales, este efecto es de características inversas al de la fase cálida (Mapas 24 y 25). Se ha hecho evidente el descenso de la temperatura del aire durante las horas del día en la región Pacífica, el centro, sur y nororiente de la región Andina, la parte media y nororiental de la región Caribe, así como áreas muy localizadas de Arauca. Aumentos en la temperatura del aire solo se han observado en sectores aislados del piedemonte llanero. En relación con alteraciones en el patrón pluviométrico del país a causa del fenómeno de La Niña, es importante mencionar los excedentes de precipitación (entre 20 y 40% de los valores normales) que se registran en forma muy localizada en áreas del nororiente, centro y sur de la región Andina y el nororiente de la región Caribe Núcleos muy puntuales de excedentes severos (mayores del 40%) se registran en la Guajira, norte de Magdalena, los Santanderes, Cundinamarca y un sector fronterizo entre Tolima y Valle.

Mapa 21. Anomalía de precipitación – El Niño

Mapa 22. Anomalía de temperatura – El Niño

Mapa 23. Anomalía de precipitación – La Niña

Mapa 24. Anomalía de temperatura – La Niña

2.12 FENÓMENOS ADVERSOS: 2.12.1 FENÓMENOS ADVERSOS: CARACTERIZACIÓN DE LAS HELADAS EN COLOMBIA

LAS HELADAS DESDE EL PUNTO DE VISTA METEOROLÓGICO Y AGRONÓMICO En términos meteorológicos se dice que la helada es la ocurrencia de una temperatura del aire igual o menor a 0°C a un nivel de 1.5 a 2 metros sobre el nivel del suelo, nivel reglamentario en el cual se ubican las casetas de medición meteorológica. Se tomó como límite superior para la ocurrencia de la helada la temperatura de 0°C, por que es la temperatura a la cual se fusiona el hielo; es decir, el límite entre el estado sólido (hielo) y líquido del agua. Desde el punto de vista agrometeorológico podría definirse una helada como la temperatura a la cual los tejidos de la planta comienzan a sufrir daño. En esta definición entran en juego aspectos fisiológicos como la resistencia o susceptibilidad del cultivo a bajas temperaturas en sus diferentes estados de desarrollo, altura de la planta sobre el nivel del suelo y la temperatura de la hoja. Fisiológicamente se puede presentar helada en la planta, así no se presente el fenómeno desde el punto de vista climático a nivel de caseta. Además, en una noche de helada y bajo determinadas condiciones de la planta, la temperatura interna de la hoja puede ser más baja que la del aire; en otras palabras la intensidad de la helada, desde el punto de vista agronómico, puede ser mayor que la intensidad climática registrada. TIPO DE HELADAS Desde el punto de vista de sus causas, las heladas pueden clasificarse como: Helada por advección Se dice que una helada es de advección, cuando es ocasionada por la invasión de grandes masas de aire frío procedente de las regiones polares y cuya acción es continua y por varios días. Este tipo de heladas en característico de las latitudes medias y altas. Helada por evaporación Una helada es de evaporación cuando después de una precipitación desciende la humedad relativa del aire. La vegetación intercepta parte de la precipitación reteniendo el agua en el follaje y troncos, se produce una intensa evaporación, el calor de evaporación que el agua necesita para pasar del estado líquido al gaseoso lo toma de las plantas y en consecuencia la temperatura de algunos órganos vegetales desciende a límites que ocasionan daños. La cantidad de agua evaporada está en función de la humedad relativa, la temperatura y la velocidad del viento.

Helada por radiación La helada de radiación se origina por la pérdida de calor que sufren las plantas y el suelo y que ceden a la atmósfera durante la noche por medio del proceso de radiación. Es la

helada típica de las regiones tropicales y son factibles de presentarse a partir de los 2500 metros sobre el nivel del mar (m.s.n.m). Estas heladas ocurren al presentarse un balance de energía negativo, es decir, cuando se pierde durante la noche mayor cantidad de energía de la ganada durante el día. En relación con los efectos externos que causan las heladas en las plantas, estas heladas se dividen a su vez en la helada blanca y la helada negra. La primera se produce a partir de gotas de rocío o por condensación sólida (paso del estado gaseoso al sólido, sin pasar por el estado líquido) de la humedad del aire, cuando se forma hielo cristalino en forma de agujas o plumas sobre la superficie de las hojas, dando origen a la escarcha. Para que se produzca este fenómeno, la humedad absoluta del aire debe de ser lo suficiente elevada. En el caso de la helada negra, no hay formación de rocío o escarcha y hay un contenido de humedad atmosférica muy bajo. Las plantas sufren quemaduras en sus tejidos con un efecto mucho más perjudicial que la helada blanca. Como consecuencia de las temperaturas bajas, en la planta se suceden los siguientes pasos: 1. Se produce un debilitamiento de la actividad funcional reduciéndose entre otras cosas

las acciones enzimáticas, la intensidad respiratoria, la actividad fotosintética y la velocidad de absorción del agua.

2. Hay un desplazamiento de los equilibrios biológicos frenándose la respiración, la

fotosíntesis, la transpiración, la absorción de agua y la circulación ascendente. 3. Finalmente se produce la muerte celular y la destrucción de los tejidos. Hay que tener en cuenta que la sensibilidad que un vegetal tiene al frío depende de su estado de desarrollo. Los estados fenológicos más vulnerables al frío son la floración y el cuajado de frutos.

PROCESOS DE TRANSMISIÓN DE CALOR - Radiación. El calor y la luz del sol alcanzan la tierra en forma de radiación de onda

corta. La mayor parte de la energía radiante es absorbida. La superficie de la tierra a su vez emite continuamente radiación de onda larga. Esta pérdida de calor de la tierra debida a la radiación es permanente, pero durante el día la cantidad recibida del sol usualmente es mucho mayor que la que se pierde, aumentando en consecuencia la temperatura de la superficie. Luego de la caída del sol, la llegada de radiación de la atmósfera y de las nubes, generalmente es insuficiente para contrarrestar la pérdida de calor debida a la radiación saliente, con lo que cae la temperatura del suelo. (Ver detalles del balance radiativo en el capítulo Radiación Solar)

- Conducción. El calor puede ser intercambiado entre dos cuerpos en contacto o

entre diferentes partes de un mismo cuerpo. Esto sucede entre el suelo y el aire. Sin embargo, debido a que tanto el aire como el suelo son malos conductores de calor, el proceso de conducción juega un papel menor en la producción de la helada.

- Convección. Durante un día claro y calmado, la temperatura del suelo se eleva por el calor recibido del sol y al mismo tiempo el aire en inmediato contacto con la superficie es calentado por conducción. Debido a que el aire es un pobre conductor, el calor de la superficie es transferido a solo una delgada capa de aire. Sin embargo, tan pronto como este aire comienza a ser más caliente que la capa superior y circundante a él, su densidad disminuye y por tanto es forzado hacia arriba, mientras que el aire más frío y por tanto más denso se mueve hacia abajo y lo reemplaza. Este aire más frío es a su vez calentado por el suelo adyacente y el proceso se repite. El movimiento ascendente y descendente del aire es conocido como convección y constituye uno de los principales procesos de transferencia de calor en la atmósfera.

FACTORES QUE FAVORECEN LAS BAJAS TEMPERATURAS Los factores que favorecen las bajas temperaturas en la superficie terrestre son: • El vapor de agua. El vapor de agua contenido en la atmósfera juega un importante

papel en regular la emisión de calor de la tierra. Generalmente, a mayor cantidad de vapor de agua en la atmósfera, menor la pérdida neta de calor radiativo hacia el espacio y más lenta la caída de temperatura en una noche clara y calmada. Esto ocurre debido a que el vapor de agua absorbe algo de la radiación de onda larga emitida por la superficie terrestre, la cual a su vez es emitida nuevamente hacia la tierra compensando en parte la pérdida original de calor.

• El suelo y la vegetación. El suelo incide en el comportamiento de las heladas de

acuerdo a su color, textura, grado de compactación y contenido de humedad. Los niveles intermedios del suelo son una fuente de calor durante la noche. La onda de calor se mueve hacia arriba dentro de la capa activa de suelo y reduce el enfriamiento nocturno. Así mismo la humedad del suelo acelera este flujo de calor. De otra parte, el movimiento de calor se ve favorecido al estar el suelo compactado. Suelos secos y recientemente arados inhiben el movimiento de calor hacia la superficie. Por último, un suelo cubierto de rastrojo también cambia el patrón de temperatura, ya que favorece el enfriamiento al dificultar la llegada de calor del suelo durante la noche e impedir la llegada de radiación solar durante el día.

• El Viento. Cuando hay ausencia de viento, la formación de la inversión de

temperatura (aumento con la altura en un determinado rango de niveles) durante la noche es más factible y, por lo tanto, es de esperarse la ocurrencia de una helada; en cambio cuando en lugar de calma hay viento, la turbulencia que este produce hace que los distintos estratos de aire se mezclen y se rompa la inversión, de tal forma, que las capas calientes pueden llegar a ocupar las partes bajas, con lo cual disminuye la probabilidad de bajas acentuadas de temperatura.

• La Topografía. Las características fisiográficas como el relieve juegan un papel

importante, debido a que por diferencias de densidades (el aire frío es más denso que el aire caliente) el aire frío tiende a ocupar los niveles más bajos del terreno, desplazando al aire más caliente. Es así como los terrenos en ladera y de pendiente suave son los menos propensos a las heladas y, en cambio, los valles u hondonadas presentan un mayor número de ellas. La orientación de la ladera también es factor importante; en general, aquellos terrenos orientados hacia el sur presentarán menor probabilidad de heladas ya que recibirán durante el día la mayor cantidad de radiación solar. De otra parte las formas cóncavas de terreno son más propensas al frío y las heladas que las convexas.

• La Nubosidad y la temperatura vespertina. La escasa nubosidad facilita la radiación de

calor del suelo hacia el espacio y facilita la helada. Además, un factor estrechamente relacionado con la temperatura mínima de un lugar es la temperatura existente a la puesta del sol, como resultado de las condiciones atmosféricas precedentes. Si la temperatura a la puesta del sol es alta, un descenso grande durante la noche no será muy dañino; por el contrario, si es relativamente baja al empezar la noche, el daño causado por la disminución gradual de la temperatura puede ser severo en las primeras horas de la mañana siguiente.

SEGUIMIENTO Y PRONÓSTICO DE LAS HELADAS El seguimiento y pronóstico de las heladas es de vital importancia, ya que ayuda a identificar la amenaza por este fenómeno y a aportar herramientas en el proceso de toma de decisiones para disminuir las pérdidas económicas en la producción agropecuaria. Además, es necesario facilitar el proceso de implementación de una cultura de prevención y de protección contra las heladas. Teniendo en cuenta los factores que intervienen en el enfriamiento de la superficie terrestre, las variables que se deben medir son las siguientes: • Temperatura del aire. • Humedad del aire. • Nubosidad. • Dirección y velocidad del viento. Adicionalmente, para el pronóstico de la ocurrencia de heladas se deben identificar otros factores que de alguna manera favorecen o inhiben su formación, como son: � La época del año. Las épocas secas son las de mayor probabilidad de ocurrencia de

heladas. � Características de la planta. Tipo genético; la distinta sensibilidad al frío de las

especies y sus respectivas variedades; los estados fenológicos y fisiológicos que tengan las plantas en el momento de la helada.

La determinación de la frecuencia de las heladas y el porcentaje de probabilidades con que este fenómeno se presenta en una determinada época del año, constituyen el primer pronóstico (que es de tipo estadístico) con que se cuenta para predecir su ocurrencia, en un lugar determinado. Sin embargo, con este método no se puede predecir la fecha en que puede ocurrir la helada, ni su intensidad y duración, pues en gran medida depende de las características del estado del tiempo.

En los altiplanos Cundiboyacense y Nariñense de Colombia hay una red de estaciones meteorológicas para el seguimiento de las heladas. Cada una de estas estaciones mide temperaturas (instantánea, mínima y máxima diarias), humedad del aire, precipitación, nubosidad y viento. Los datos de estas estaciones se complementan con las imágenes de satélite en las bandas visible e infrarrojo (térmico y vapor de agua), especialmente para el monitoreo de la advección de humedad procedente del océano Pacífico o de la cuenca Amazónica, que tiene un fuerte impacto en el comportamiento de la temperatura mínima y evita en muchos casos la ocurrencia de heladas. Por otro lado, los modelos numéricos de pronóstico del tiempo permiten establecer la posible evolución de las condiciones meteorológicas a escala regional y son la base de los modelos estadísticos para el pronóstico de la temperatura mínima y la probabilidad que ésta sea igual o menor que 0.0 °C.

COMPORTAMIENTO DE LA HELADA EN COLOMBIA El fenómeno de la helada en Colombia es bastante más frecuente de lo que podría esperarse y es causante de millonarias pérdidas a la agricultura de las tierras altas del

país. Afecta áreas localizadas a más de 2500 m.s.n.m, especialmente en los meses secos del año (Mapa 26). Puede afirmarse que la única helada que se presenta en el país, con muy escasas excepciones, es la de radiación, que se origina por el enfriamiento nocturno del suelo y del aire sobre el. La helada blanca es la de mayor ocurrencia en nuestro medio y el aspecto blanquecino del cultivo puede permanecer un tiempo después de la salida del sol, lo que indica que dentro del cultivo aún persiste la condición de helada, así esto no ocurra al nivel de la caseta meteorológica. En el territorio nacional las heladas se dan principalmente en los altiplanos y el sector que está más expuesto es el floricultor, aunque es el menos vulnerable ya que está muy bien preparado para afrontar este fenómeno. A continuación, se presenta un estudio de caso de este fenómeno en el altiplano Cundiboyacense. Comportamiento de la helada en el altiplano Cundiboyacense Distribución temporal de la helada De acuerdo con estudios realizados se deduce en cuanto a las temperaturas mínimas, que: � Cerca del 80% de los casos de heladas se registran en los meses de diciembre, enero

y febrero. El restante 20% se da en los meses de marzo, agosto, julio y septiembre, en su orden. La mayor parte de los casos corresponden a heladas con una intensidad (temperatura mínima alcanzada) de hasta –3°C, correspondiendo al rango de 0 a -1°C cerca del 40 % de ocurrencias.

� De acuerdo con los datos disponibles, es posible la presentación de heladas en

cualquier época del año, aunque tentativamente se podría destacar un período con la mayor concentración del fenómeno entre la segunda quincena de diciembre y la segunda quincena de febrero. La temporada seca de mitad de año (julio-agosto), es en teoría propicia a que se registre el fenómeno con frecuencia; sin embargo, su aparición es aislada y no parece mostrar una tendencia a concentrarse en una quincena o mes determinado.

� La probabilidad de presentación de un año con helada en el Altiplano Cundiboyacense

(Funza-Madrid-Mosquera, Nemocón-Ubaté y Duitama-Sogamoso) es superior al 90 %. En regiones de menor riesgo, Subachoque y Cota, la probabilidad se encuentra alrededor del 20%. Sin embargo, puede afirmarse que en la mayor parte del área correspondiente a la Sabana de Bogotá, la probabilidad excede el 50%, lo cual es equivalente a afirmar que aún en las localidades menos afectadas, aproximadamente una vez cada dos años es posible esperar helada.

� Los valores más altos de las temperaturas mínimas oscilan entre los 10 y los 12

grados centígrados, y generalmente se presentan en los meses de abril-mayo y noviembre.

� Las temperaturas mínimas absolutas generalmente se han registrado en los meses de

diciembre, enero y febrero. � La temperatura mínima absoluta registrada en la Sabana de Bogotá ha sido de -7.2

°C, medida en el área del municipio de Funza, el día 15 de febrero de 1995.

� En épocas secas la temperatura media tiende a mostrar una mayor oscilación alrededor de la media y a presentar mayores extremos, tanto hacia valores superiores como inferiores.

Distribución espacial de heladas En el altiplano Cundiboyacense, las áreas con frecuencia alta de presentación de heladas son: Funza-Madrid-Mosquera, Nemocón-Ubaté y Duitama-Sogamoso; las de frecuencia baja se localizan en Subachoque-Cota-Chía y alrededores de Tunja (Fig. 35) En estos sitios las temperaturas mínimas medias oscilan alrededor de los 6°C. Así mismo, se observa que la intensidad y duración de la helada es aún mayor que en los demás sitios del Altiplano. Las tres áreas críticas descritas registran más de 8 casos por año en promedio de heladas, y en algunos casos como Sogamoso pueden llegar a 18. En la mayor parte de la zona estudiada el número de heladas es mayor a 1 por año con excepción de los alrededores de Tunja en donde el promedio es inferior a 1. También es bajo el promedio que se presenta en Subachoque-Cota-Chía.

Fig. 35. Frecuencia de presentación de heladas en el Altiplano Cundiboyacense.

Fuente: (Hurtado, G. 1996). PROBABILIDAD DE INCIDENCIA DE LAS HELADAS EN COLOMBIA Como se ha mencionado antes, en el territorio nacional las heladas se concentran principalmente en las regiones ubicadas por encima de los 2500 m.s.n.m. Las áreas más susceptibles a heladas se encuentran principalmente en los Altiplanos fríos, principalmente el Altiplano Cundiboyacense en la Cordillera Oriental, sectores del centro de Antioquia, Santander, Nariño, Cauca y Eje Cafetero... Estos altiplanos están localizados entre 2500 y 3000 m.s.n.m, correspondiéndoles temperaturas medias entre

9ºC y 14ºC, cuyas características de cielos despejados o escasa nubosidad, favorecen la pérdida de radiación terrestre en las horas de la noche y madrugada. A nivel decadal, en la mayor parte de las estaciones del Altiplano Cundiboyacense (Duitama, Nemocón y Mosquera) y otros sectores del norte de la cordillera Oriental (Tona, Santander) las mayores probabilidades se presentan hacia la última década de diciembre y la segunda década de enero, como se observa en los histogramas del Mapa 27. En estos histogramas se representa la probabilidad de que se presente en una determinada década un año con helada. Por otro lado, otras zonas del país susceptibles a heladas, se encuentran localizadas sobre la cordillera Occidental y se caracterizan por un comportamiento atípico. Por ejemplo, en el departamento de Antioquia, municipio de Santa Rosa, la incidencia a las heladas es baja y éstas ocurren solamente a principios del año, especialmente en el mes de enero y con una probabilidad del 20%. En sitios del Eje Cafetero, ubicados por encima de los 4500 m.s.n.m., se caracterizan por presentar temperatura mínimas cercanas a los 0°C durante gran parte del año, lo que hace que la concentración de las heladas sea muy alta y por lo tanto la agricultura insostenible. Finalmente hacia el sur de la cordillera, en el Altiplano de Ipiales en Nariño, zona de actividad agrícola, la probabilidad de presentación de heladas es baja (cercana al 20%) y la mayor concentración de heladas es en el periodo de mitad de año, particularmente en el inicio del segundo semestre.

Mapa 25. Zona riesgo de heladas

2.12.2 FENÓMENOS ADVERSOS: LA SEQUÍA EN COLOMBIA MARCO CONCEPTUAL DE LA SEQUÍA METEOROLÓGICA TIPOS DE SEQUÍA La sequía tiene diferentes significados para diferentes usuarios en dependencia del interés particular de cada uno. Para el agricultor por ejemplo, una sequía puede tener lugar en el momento en que falte agua en la zona de raíces de la planta; para el hidrólogo, el concepto sugiere bajos niveles de agua en un río, lago o embalse, para el economista puede significar una escasez de agua que afecta adversamente la economía. Una definición completamente adecuada del fenómeno aplicable a todos los casos es difícil de encontrar, pero tal vez la idea más generalizada es que se produce por una ausencia de abastecimiento hídrico durante un tiempo prolongado. Cuatro tipos de sequía pueden presentarse: La sequía PERMANENTE se encuentra en zonas áridas donde no existe una época de lluvias marcada en la cual se satisfagan las necesidades de agua de ciertos cultivos. En tales áreas la agricultura es posible tan solo con ayuda del riego durante el período vegetativo del cultivo. La sequía ESTACIONAL es la que se presenta generalmente en las regiones tropicales: ocurre en áreas con una temporada seca bien definida que sigue a períodos de lluvia. Cada año se espera esta sequía debido al comportamiento climático en los patrones de circulación atmosférica. La agricultura en secano solo es posible durante la temporada lluviosa. La sequía CONTINGENTE es la más seria de todas. Es la ausencia de agua en un período que normalmente es de abundante abastecimiento. Resulta de la variabilidad en el comportamiento climático de las lluvias en una región y se sucede durante períodos más o menos prolongados en los cuales las lluvias son consideradas menores de lo normal La sequía INVISIBLE es la más difícil de prever. Ocurre cada vez que el abastecimiento diario de agua por parte del suelo o la lluvia es menor a la necesidad hídrica de un cultivo en particular. Su efecto consiste en un lento resecamiento del suelo y una disminución en el ritmo de crecimiento de la planta, produciendo así baja en los rendimientos. ÍNDICES DE SEQUÍA Una gran variedad de índices se ha usado con el fin de parametrizar las características espaciales y temporales de las sequías. Las características de mayor interés son: a) estado actual, b) probabilidad de que una sequía persista por tiempo más prolongado, c) frecuencia y d) periodo de retorno. Los índices utilizados tienen grados diferentes de complejidad; desde aquellos que utilizan un parámetro único como la lluvia, hasta los que utilizan varios parámetros como son los que se basan en balances hídricos.

ÍNDICES BASADOS EN EL BALANCE HÍDRICO Son los comúnmente utilizados para evaluar la sequía agrícola. La mayoría de estos índices son utilizados para expresar el grado al que es afectado un sistema agrícola. Considerando la complejidad de los procesos físicos envueltos en la respuesta de la planta al déficit hídrico se hace muy difícil cuantificar en forma precisa los efectos de una sequía. Por ello la sequía agrícola por lo general se evalúa considerando una gran cantidad de parámetros meteorológicos. Los índices basados en el balance hídrico son tal vez los más precisos y describen un balance entre la oferta y la demanda de un sistema, de acuerdo a la ecuación para el ambiente planta-suelo: R = Q + V + E + P + W En donde R es la lluvia, Q la escorrentía, V el drenaje abajo de la zona de raíces, E la evapotranspiración, W cambio en el almacenamiento de agua y P el almacenamiento en la zona de raíces de la planta. Para sequías persistentes los términos R, Q y V son cercanos a cero, y el balance entre W, P y E calificarán la severidad de la sequía. Un ejemplo práctico de los métodos basados en balance hídrico es el denominado índice de Palmer de complejo cálculo y cuyos detalles se pueden encontrar en la literatura especializada. ÍNDICES DE LLUVIA La precipitación es el mayor factor que afecta la disponibilidad de agua debido a sus grandes variaciones en tiempo y espacio. Las características de la lluvia que más han sido utilizadas incluyen: a) Comparación entre la lluvia actual y un valor central (media, mediana, etc.). Estas medidas por lo general son más utilizadas con fines de planificación pero no tienen validez para calificar las demandas acumuladas de un sistema. b) El uso de medidas de dispersión como la desviación estándar, rango, etc. Dentro de este grupo es muy conocido el índice desarrollado por Gibbs y Maher en 1967, el cual utiliza los deciles como límites para los diferentes rangos. Este método consiste en utilizar las curvas de frecuencia acumulada determinando los deciles de lluvia para cada serie. Los límites de cada decil se calculan a partir de la curva de frecuencia. De esta manera, el primer decil es aquella lluvia que no es excedida por el 10 % de los totales más bajos y así sucesivamente. Este método tiene la ventaja de que es aplicable a series no distribuidas normalmente. En Colombia se está utilizando clasificando la lluvia en los siguientes rangos:

Tabla 28. Clasificación de la lluvia por deciles

RANGO CLASIFICACIÓN PROBABILIDAD DE SER INFERIOR 1 Muy por debajo de la media Menos del 20 % 2 Bastante por debajo de la media 20 a 30 3 Debajo de la media 30 a 40 4 Media 40 a 60 5 Por encima de la media 60 a 70 6 Bastante por encima de la media 70 a 80 7 Muy por encima de la media Mayor de 80 %

Como se puede apreciar, el índice sirve asimismo con fines de evaluación de años y meses muy húmedos, presentando así una doble utilidad que lo hace especialmente eficiente con fines operativos. Con el objeto de analizar la situación de los períodos de sequía se determina que el fenómeno ya se ha establecido por el hecho de que 3 o más meses consecutivos presenten un índice igual a 3 o menor. c) Uso de algunos niveles críticos de agua. Los diversos autores han utilizado límites referidos a promedios semanales, decadales, mensuales, o por temporadas. Es así como se habla de sequía cuando las lluvias semanales son el 50 % de lo normal, o las mensuales menores al 60 % de lo normal. d) También son utilizados los índices de eventos diarios de lluvia, los cuales tienen efectos significativos en operaciones diarias de todas las actividades agrícolas dependientes de la lluvia tales como fechas de siembra, recolección, aplicaciones de riego, etc. Algunos de estos modelos incluyen conceptos tales como 15 días sin lluvia, menos de 2.5 mm de lluvia en 48 horas, 21 días con lluvias menores a un tercio de lo normal, distribución estadística de rachas secas (cadenas de Markov), etc. Las principales dificultades del uso de índices diarios radican en el manejo de grandes volúmenes de información y a que pueden no reflejar los efectos acumulativos del déficit de agua en períodos prolongados. e) Índice estandarizado de lluvia El Índice de Precipitación estandarizado (SPI) es un índice relativamente nuevo desarrollado y utilizado operativamente por el National Drought Mitigation Center de EUA. El SPI puede ser utilizado para monitorear las condiciones de sequía en una gran variedad de escalas de tiempo. Esta flexibilidad permite al índice ser útil en aplicaciones que requieren cortos períodos tales como la agricultura y también en aplicaciones hidrológicas, las cuales requieren períodos más largos. Cómputo del índice El cálculo del índice se basa en el ajuste de la serie histórica de precipitación a la distribución gamma. Se estiman los parámetros alfa y beta de la distribución para cada escala de tiempo de interés (1, 3, 6 ó 12 meses o semanas). Estos parámetros se utilizan para encontrar las probabilidades acumuladas de un

evento de precipitación para cada estación, en un período determinado. Estas probabilidades acumuladas se transforman a la variable estándar con media igual a cero y varianza igual a 1, lo cual es el valor del índice SPI. El SPI, tiene la ventaja de que puede ser calculado para cualquier período de tiempo, por ejemplo 1, 3, 6 o 12 o 72 meses. De esta forma, el déficit acumulado de precipitación puede ser integrado y examinado sobre cualquier escala temporal. Esto permite un mejor seguimiento de la influencia de los volúmenes de precipitación en la fisiología y crecimiento de las plantas o del peligro potencial de incendios forestales, por ejemplo. El desarrollo teórico se puede consultar en los numerosos sitios Web del servicio meteorológico o de universidades de EUA. En el caso del presente análisis, se ha utilizado el índice para acumulados de 3 meses. Este índice provee una comparación de la precipitación sobre 3 meses específicos con la precipitación de los mismos 3 meses promediada para todos los años de la serie histórica. Por ejemplo, el índice al final de febrero, compara el total de diciembre, enero y febrero, de un año en particular, con el total de diciembre, enero y febrero promediado para todos los años. El índice de 3 meses refleja las condiciones de humedad a corto y mediano plazo provee una evaluación de la precipitación estacional. Es útil para aplicaciones agrometeorológicas, dado que muchos cultivos tienen períodos de crecimiento de alrededor de 90 días. No existe una clasificación única del valor del índice y generalmente se calibra de acuerdo con los efectos reales de los eventos. En el caso de Colombia, la tabla que se describe a continuación refleja adecuadamente la situación real.

Tabla 29. Clasificación del índice SPI

ÍNDICE CALIFICACIÓN < -2.0 Extremadamente seco -1.25 a –1.0 Muy seco -0.75 a –1.24 Moderadamente seco -0.7 a 0.7 Cercano a lo normal 1.24 a 0.75 Moderadamente húmedo 1.99 a 1.25 Muy húmedo > 2.0 Extremadamente húmedo

Como puede apreciarse, el método también permite calificar periodos húmedos. COMPORTAMIENTO DE LA SEQUÍA EN COLOMBIA El índice de precipitación estandarizado es el más utilizado en Colombia para determinar los períodos de sequía. El comportamiento temporal para el periodo 1961 – 2000, aparece representado en los gráficos adjuntos, para estaciones meteorológicas representativas de las diversas regiones naturales del país. En términos generales, la distribución histórica de los períodos de sequía se describe a continuación.

DISTRIBUCIÓN TEMPORAL DE LOS PERIODOS DE SEQUÍA, EXCESO Y NORMALES REGIÓN ANDINA Los períodos con sequías más extendidas se registraron en los años 64-65, 72-73, 76-77 y 91-92, los cuales ocuparon más de un semestre consecutivo. Aparte de estas, algunas otras se presentaron en semestres aislados pero también ocupando más del 50 % del territorio, como fueron las sequías de los años 67 B, 83 B, 85 A, 87 A y 97 B. REGIÓN CARIBE De acuerdo con la serie de datos analizada, se puede concluir que esta Región ha sido más afectada por sequías que la Región Andina, ya que alrededor de 28 casos han sido semestres secos que han ocupado más de un 30 % de territorio. Se han destacado, el 65, 72-73, 76, 82 - 83, 86, 91 y 97. REGIÓN PACIFICA La sequía ha afectado menos a esta Región que a la Región Caribe pero en una forma similar que a la Región Andina. Entre los años de mayor domino de la sequía, figuran el 65-66, 68,69, 72-73, así como varios años de la década de los 80 como el 82-83, 85 -86, además de 91-92 y 97-98, en la década de los 90. Obviamente, estas 'sequías' especialmente en la parte correspondiente al Chocó, no han sido agrícolas sino atmosféricas, dado que los almacenamientos de agua en el suelo permanecen adecuados para los cultivos aún con la mitad de la precipitación normal. REGIÓN ORINOQUIA - AMAZONIA Esta es tal vez la Región relativamente menos afectada por la sequía. De acuerdo con los resultados, la década del 60 fue la más seca, destacándose los sequías recurrentes durante los años 63, 64 y 66, 67 y 69; posteriormente, se detectaron períodos secos de distinta intensidad y duración en los períodos 74-75, 85-86, 91-92 y 97-98.

BUCARAMANGA

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I

Anomalía negativa Anomalía positiva

MEDELLIN

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


BOGOTA

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I

Anomalía Negativa Anomalía positiva

CALI

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


CARTAGENA

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


BARRANQUILLA

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


VILLAVICENCIO

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


QUIBDO

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

SP

I


Figura 36. Comportamiento de los períodos de sequía y excesos de lluvia en ciudades principales

E Portal Atlas Climatologico Segunda Parte

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