Guía teórica Temperatura

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Universidad Nacional de Salta Año: 2022 
Facultad de Ciencias Naturales 
Asignaturas: Agroclimatología (I.A) y Climatología (I.R.N y M.A) 
 
 
GUÍA TEÓRICA PARA EL TRABAJO PRÁCTICO Nº 3 
 
TEMPERATURA 
 
La temperatura constituye un elemento fundamental del tiempo atmosférico, de gran 
importancia en el crecimiento, desarrollo y supervivencia de las plantas y animales. 
 
Calor y temperatura 
 
El calor es la cantidad de energía que tiene un cuerpo, asociada al movimiento 
interno de átomos y moléculas. Es energía en tránsito que fluye de una parte del 
sistema a otra o de un sistema a otro o, entre un sistema y su medio exterior en 
virtud únicamente de una diferencia de temperatura. 
 
La temperatura es la medida comparativa de la agitación molecular de un cuerpo, 
es la expresión indicativa del calor presente en un cuerpo o sistema, se designa 
como calor sensible ya que es una propiedad percibida por los sentidos y se puede 
medir. 
 
Por ejemplo: Si se colocan dos ollas iguales sobre cocinas iguales, pero 
conteniendo distintas cantidades de agua; las dos hervirán a la temperatura de 100 
ºC, no obstante la que contenga 2 litros de agua demorará el doble de tiempo en 
calentarse que la que contenga 1 litro. Para llegar a la misma temperatura, la olla 
con mayor cantidad de agua necesitará absorber una mayor cantidad de calor, el 
doble. Ambas estarán a igual temperatura pero tendrán almacenadas distinta 
cantidad de calor. 
 
TEMPERATURA DEL SUELO 
 
El suelo con su capacidad de absorber la radiación solar transformándola en energía 
calórica constituye la puerta de entrada de la energía que mueve el mecanismo de 
los procesos meteorológicos. 
 
La temperatura del suelo está determinada por factores internos que tienen que 
ver con las propiedades físicas del suelo y factores externos como la cubierta 
vegetal, la intensidad de la radiación recibida, el albedo. 
 
Propiedades físicas del suelo 
 
Una vez que una determinada cantidad de radiación llega a la superficie del suelo, el 
aumento de temperatura que produce depende de características propias del mismo 
tales como su reflectividad, absortividad, emisividad, conductividad térmica y calor 
específico. 
 2 
Las distintas superficies reflejan cantidades muy variables de radiación (ver tabla) 
así como también es muy variable la cantidad de radiación que absorben. Las 
superficies oscuras generalmente absorben mucha más radiación que las 
superficies claras, mientras que éstas últimas reflejan un gran porcentaje de la 
radiación incidente. 
 
Albedo promedio de diversas superficies (0,3 - 4 ) 
Planeta Tierra 0.31 
Nube 0.23 
Nieve reciente 0.80 - 0.90 
Arena 0.30 - 0.35 
Hierba, cultivos de cereales 0.18 - 0.25 
Bosques caducifolios 0.15 - 0.18 
Bosques de coníferas 0.09 - 0.15 
Masas de agua 0.06 - 0.10 
 
Estas diferencias en la radiación absorbida y reflejada, generan grandes diferencias 
en la energía neta disponible para el calentamiento del suelo, que se traduce en 
diferencias de temperatura. La emisividad de los suelos determina la rapidez con la 
que éstos pierden el calor que reciben. Aquellos que tienen mayor emisividad 
pierden más rápidamente el calor y su temperatura desciende más rápidamente. 
 
Los cambios en el contenido calórico de las distintas capas del suelo obedecen a la 
existencia de flujos calóricos que van de las capas más calientes a las más frías 
transportando la energía. El flujo calórico (B) puede definirse como la cantidad de 
calor (Q), expresada en calorías, que pasa a través de una superficie unitaria (cm
2
) 
en la unidad de tiempo (seg.): 
 
B = Q (cal) cm
-2
 seg
-1
 
 
Este flujo será tanto mayor cuanto mayor sea la diferencia (dT) que existe entre las 
temperaturas de las capas de suelo que se consideran, y tanto menor cuanto mayor 
sea la distancia (dX) entre las mismas, esto puede simbolizarse como: 
 
 B  dT (ºC) siendo: dT/dX el gradiente térmico 
 dX (cm) 
 
Como no hay correspondencia entre las unidades de una y otra expresión, es 
necesario introducir una constante de proporcionalidad que dependerá de las 
características propias del suelo y de sus componentes. Así, a igualdad de gradiente 
térmico no todos los suelos presentarán el mismo flujo calórico, siendo unos 
mejores conductores que otros. Resulta entonces: 
 
 B =  dT 
 dX 
 
siendo  el coeficiente de conductividad calórica o poder de conducción, que se 
define como "la cantidad de calor (en calorías) conducida a través de un cubo de 1 
 3 
cm de arista, en la unidad de tiempo (seg.), cuando la diferencia de temperatura en 
sentido vertical entre ambas caras es de 1 ºC y no existe pérdida ni ganancia de 
calor en cualquier otro sentido". Se expresa en las siguientes unidades: cal cm
-1
 
seg
-1
 ºC
-1
. 
 
La conductividad calórica es la propiedad que tienen los cuerpos de dejarse 
atravesar por un flujo de calor. Los suelos tienen esta propiedad y la manifiestan 
transmitiéndolo fundamentalmente por conducción molecular de un nivel a otro, 
siempre desde los niveles que se encuentran a mayor temperatura hacia aquellos 
que se encuentra a una temperatura menor. 
 
Coeficientes de conductividad calórica () de 
distintos componentes del suelo 
Componente cal cm
-1
 seg
-1
 ºC
-1
 
Feldespatos 0.0058 
Calcáreos 0.0040 
Humus 0.0030 
Agua 0.0015 
Aire 0.00005 
 
De los datos de la tabla se puede inferir que los cuerpos compactos (con menor 
espacio de poros) como los feldespatos tienen mayor poder de conducción. El aire 
es un mal conductor, por lo que cuando el suelo se humedece (y el agua desaloja y 
reemplaza el aire en los poros) aumenta su poder de conductividad. 
 
Durante el día, cuando la superficie del suelo es calentada por radiación, el calor 
fluye rápidamente hacia los niveles más profundos en aquellos suelos muy 
conductivos, y por lo tanto la temperatura de la superficie no aumenta tanto como en 
los suelos de baja conductividad, que retienen el calor en la capa superficial. Por las 
noches las superficies conductoras disminuyen menos su temperatura, ya que el 
calor que pierden por radiación es en parte reemplazado por calor que asciende de 
niveles inferiores. 
 
La capa de suelo que recibe el flujo calórico (B) sufre un aumento de temperatura al 
incrementarse su contenido energético. El aumento de temperatura no sólo depende 
del aporte de calor (Q) efectuado en un tiempo dado, sino también de una 
característica física del suelo: su calor específico o capacidad calórica. El calor 
específico del suelo es "la cantidad de calor, expresada en calorías, necesaria para 
elevar en 1 ºC la temperatura de 1 gramo de suelo". 
 
 Q = m Ce  T 
 
siendo: 
m = masa en gramos 
Ce = calor específico (cal/g ºC) 
 T = incremento de temperatura 
 
 4 
Por lo que, ante una determinada cantidad de calor (Q) que llega a una capa de 
suelo, conociendo el Ce del mismo, se puede calcular cual será el incremento de 
temperatura de una masa (m) de suelo mediante la fórmula: 
 
  T = Q 
 m Ce 
 
En el caso del suelo conviene hacer una diferencia entre el Calor específico 
gravimétrico (Ceg) y el Calor específico volumétrico (Cev), ya que el suelo se 
encuentra entre los cuerpos en los que puede variar su relación entre peso y 
volumen, esto es, su densidad. Una forma de expresar la densidad del suelo es 
utilizar el concepto de densidad real definida como "la masa o peso de una unidad 
de volumen de sólidos del suelo (g/cm
3
)". Otra forma es la de densidad aparente 
definida como "la masa o peso de una unidad de volumen de suelo seco (partículas 
sólidas y espacios porosos extraídos en su estado natural, sin compactar y secados 
en estufa)". 
 
Si se toma en cuenta la unidad de peso (g) de la sustancia, se obtiene el "calor 
específico gravimétrico" (cal/g ºC); mientras que si la cantidad de sustancia equivale 
a un volumen de 1cm
3 
se hace referencia al "calor específico volumétrico"(cal/ cm
3 
ºC). 
 
Calor específico gravimétrico y volumétrico de algunos 
componentes del suelo 
Componentes Calor específico 
gravimétrico (cal/g ºC) 
Calor específico 
 Volumétrico (cal/ cm
3 
ºC). 
Agua 1.0 1.0 
Humus 0.48 0.60 
Arena - arcillas 0.18 - 0.23 0.49 - 0.58 
Aire 0.24 0.0003 
 
Se infiere de los datos de la tabla el mayor Ce del agua en relación con el de otros 
componentes y el muy bajo del aire. Cuando el suelo se humedece y el agua 
desaloja y reemplaza al aire de los poros, aumenta su calor específico por lo que 
aumenta la exigencia de calor para satisfacer un mismo aumento de temperatura en 
comparación con la de un suelo seco. 
 
Existe una relación directa entre el poder de conductividad calórica del suelo y la 
temperatura, la que está influenciada además, por el calor específico gravimétrico y 
la densidad del suelo. Esta influencia se refleja en la temperatura que adquiere el 
suelo ante el paso de un flujo de calor, que resultará directamente proporcional al 
coeficiente de conductividad calórica () e inversamente proporcional a su densidad 
y al calor específico gravimétrico. 
 
Cuando se desea expresar esa relación en términos de temperatura más que en 
cantidad de calor, generalmente se sustituye por la expresión: 
 
  = a Cev 
 5 
Donde a es una constante identificada como coeficiente de conductividad 
térmica, valuada en cm
 2 
seg.
-1
 y expresa "la propiedad que tienen los cuerpos de 
transmitir más o menos rápido la temperatura". De la fórmula se deduce que: 
 
 a =  
 Cev 
 
Por lo que cuanto mayor sea el calor específico volumétrico, tanto menor será el 
incremento de temperatura que se generará bajo una dada cantidad de calor que 
atraviesa el suelo. Esto significa que, cuanto mayor es el valor de a mayor será la 
elevación de la temperatura del suelo atravesado por un flujo de calor; mientras que 
cuanto menor sea el valor de a, más atenuadas resultarán las variaciones de 
temperatura que ocurran en el suelo, efecto que se acentúa con la profundidad. 
 
Componentes Conductividad térmica 
Agua 0.0015 
Materia orgánica 0.005 
Material mineral 0.010 
Aire 0.16 
 
Otros factores determinantes de la temperatura del suelo 
 
La temperatura del suelo está determinada por un amplio y complejo conjunto de 
factores, sujetos a un gran número de variaciones cuantitativas y a acciones 
recíprocas que hacen muy dificultoso atribuir ciertos efectos observados a un solo 
factor sin considerar los otros. Aún así no puede dejarse de reconocer algunos cuya 
acción resulta más importante bajo determinadas condiciones. 
 
Entre los más importantes se pueden citar: 
 
 Radiación solar 
 Nubosidad 
 Temperatura y humedad del aire 
 Viento 
 Precipitación 
 Distribución de tierras y mares 
 
 Albedo y color del suelo 
 Exposición condicionan la cantidad de 
 Cobertura vegetal energía solar absorbida, la 
 Textura conductividad calórica y 
 Contenido de humedad del suelo térmica 
 Contenido de materia orgánica 
 
 
 
 
 
 6 
Leyes de Angot 
 
Las variaciones que sufre la temperatura del suelo en superficie y en profundidad 
fueron estudiadas por Angot, quien enunció las leyes que describen su forma de 
ocurrencia, siendo válidas tanto para la marcha diaria como para la anual. 
 
Primera ley de Angot 
 
Se refiere a la disminución de la amplitud térmica a medida que aumenta la 
profundidad de observación. 
 
"La amplitud de las oscilaciones de la temperatura del suelo disminuye 
geométricamente cuando la profundidad aumenta aritméticamente" 
 
La diferencia entre las variaciones diarias y la anual consiste en que la diaria sólo se 
aprecia hasta cierta profundidad, generalmente no mayor de 40-60 cm. Se reconoce 
como las de mayor significación aquellas capas más próximas a la superficie del 
suelo; así, los primeros 5-10 cm de suelo serán los de mayor participación en el 
intercambio de calor con la atmósfera. Por debajo de esa profundidad, las únicas 
variaciones son las debidas a la marcha anual de la temperatura, no existiendo 
variaciones diarias apreciables. Esta profundidad, a partir de la cual no se registran 
variaciones diarias de temperatura recibe el nombre de cota isotérmica diaria. 
 
La marcha anual se registra hasta una profundidad mucho mayor, aproximadamente 
10 m, profundidad que recibe el nombre de cota isotérmica anual y que presenta 
una temperatura invariable a lo largo del año que es muy similar a la temperatura 
media del aire en la localidad en cuestión. 
 
PRIMERA LEY ANGOT
-15
-12,5
-10
-7,5
-5
-2,5
0
0 5 10 15 20 25 30 35
Temperatura (ºC)
Pr
of
un
di
da
d 
(m
)
 
 
 
 7 
Segunda ley de Angot 
 
Se refiere al atraso que se produce en el registro de los valores extremos de la 
temperatura a medida que aumenta la profundidad de observación. 
 
"El atraso en el tiempo de registro de las temperaturas máximas y mínimas es 
proporcional a la profundidad" 
 
Si se analizan las temperaturas máximas y mínimas medias mensuales de los 
registros de temperaturas de suelo obtenidos a distintas profundidades, se puede 
observar que: 
 
- Las amplitudes térmicas se suavizan en profundidad hasta llegar a una inversión 
de los momentos de ocurrencia de las temperaturas extremas. 
- El registro de las máximas ocurre en verano en las cercanías de la superficie. 
- El registro de las mínimas en verano se produce en profundidad. 
- A la inversa, en el invierno, las mínimas se registran en cercanía de la superficie 
y las máximas en profundidad. 
 
Un atraso similar se observa en los registros de la variación diaria de temperatura 
del suelo. Se nota como el momento de registro de las temperaturas máxima y 
mínima que, en superficie, en promedio ocurren algo después de las 12 hs y algo 
antes de la salida del sol respectivamente, se desplazan al aumentar la profundidad 
de observación. 
 
SEGUNDA LEY DE ANGOT
0,0
5,0
10,0
15,0
20,0
25,0
30,0
Jun Jul Ago Set Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr May Jun
Época del año (meses)
T
em
pe
ra
tu
ra
 (
ºC
)
0,05 m
0,50 m
1,00 m
2,50 m
5,00 m
10,00 m
 
 
 
 8 
Tercera ley de Angot 
 
Al considerar oscilaciones de temperatura cuyos periodos tienen duraciones 
diferentes, sus amplitudes se reducen en una misma relación por profundidades 
proporcionales a las raíces cuadradas de la duración de los periodos 
correspondientes. 
 
"La profundidad alcanzada por una oscilación térmica es proporcional a la raíz 
cuadrada de su periodo" 
 
 Profundidad de oscilación diaria = Profundidad de oscilación anual 
  Periodo diario  Periodo anual 
 
La profundidad de la cota isotérmica depende del curso anual de la temperatura en 
superficie y del tipo de suelo, principalmente de la capacidad de ese suelo para 
conducir el calor. 
 
TEMPERATURA DEL AIRE 
 
La superficie terrestre constituye una puerta de entrada y de salida a través de la 
cual corren y se intercambian incesantemente flujos de calor. En el sistema Tierra-
atmósfera, la superficie terrestre cumple importantes roles como el de transformar la 
energía radiante del sol en calor sensible y repartirlo en el propio suelo y en la 
atmósfera. 
 
La distribución del calor en el suelo se efectúa en todo sentido, pero siempre desde 
un punto más caliente a otro más frío fundamentalmente por conducción molecular. 
En tanto, la transferencia de calor hacia la atmósfera se produce por procesos de 
radiación, conducción molecular, advección, convección y turbulencia (procesos no 
adiabáticos de transferencia del calor). 
 
Conducción molécula a molécula, se produce en la capa de aire que está en íntimo 
contacto con el suelo, casi sin espesor ante ocurrencia de viento y de sólo algunos 
milímetros de grosor con aire en calma. En esa capa el calor del suelo se transfiere 
a la atmósfera por conducción molecular, comenzando por arriba de ella los 
procesos de convección y turbulencia. 
 
Radiación de poca importancia enel calentamiento del aire. La atmósfera no 
absorbe la radiación solar (de onda corta), sí lo hace con la radiación terrestre (de 
onda larga) debido a la presencia de gases con efecto invernadero (GEI) 
principalmente vapor de agua y el dióxido de carbono. 
 
Advección es el transporte de calor por masas de aire que se desplazan en sentido 
horizontal. Es el caso de los vientos que llevan calor de zonas más calientes a otras 
más frías y viceversa. 
 
Convección es el proceso de traslado de grandes masas de aire en sentido vertical, 
transportando calor. 
 
 9 
Turbulencia es un movimiento irregular debido a pequeños remolinos superpuestos 
a la corriente general que se desplazan con la misma. Al pasar de un lugar a otro 
estos remolinos transportan también el calor. Este proceso se verifica con mayor 
intensidad en las proximidades de la superficie terrestre, gracias a las asperezas del 
suelo y a su calentamiento y enfriamiento desiguales. Casi siempre se superpone a 
los procesos de advección y convección. 
 
En el calentamiento del aire intervienen dos tipos de procesos; el primero de ellos 
comprende la conducción y radiación, en donde el transporte de calor se realiza de 
un nivel térmico superior a uno inferior sin que se produzca desplazamiento de 
materia, dependiendo exclusivamente de la existencia de un gradiente térmico. El 
segundo comprende la advección, convección y turbulencia y se caracteriza por que 
en ellos el calor se transporta dentro de una corriente de aire dependiendo más de 
la existencia de gradientes báricos antes que de gradientes térmicos. 
 
Célula de circulación de energía 
 
Toda porción de energía transportada en la atmósfera por convección, advección o 
turbulencia pasa previamente por una etapa de conducción. 
 
El proceso de convección consiste en el ascenso del aire que se calienta en 
contacto con el suelo, transportando calor hacia las capas superiores de la 
atmósfera. El aire de dichas capas desciende por ser más frío, calentándose a su 
vez y volviendo a ascender; dicho calentamiento en contacto con la superficie 
terrestre, necesario para que se produzca la convección, tiene lugar mediante el 
proceso de conducción de calor molécula a molécula que ocurre en la capa de aire 
en íntimo contacto con el suelo (capa límite). Por encima de esta capa los procesos 
de convección y turbulencia actúan a una velocidad mayor (figura 1). 
 
 
Figura 1: Procesos no adiabáticos que intervienen en el calentamiento del aire 
 10 
Variación de la temperatura 
 
La variación de la temperatura del aire está directamente relacionada con el balance 
de radiación (figura 2). 
 
 
 
 
Figura 2: Variación diaria (gráfico arriba) y anual (gráfico abajo) de la temperatura del aire 
en función del balance calórico 
 
Variación diaria de la temperatura 
 
La temperatura del aire comienza a aumentar casi inmediatamente después de la 
salida del sol, dicho ascenso continúa durante la mañana y el máximo se produce 
normalmente alrededor de las 15 hs; después se produce un descenso térmico que 
continúa durante el resto del día y la noche de manera que, el mínimo se observa un 
poco después de la salida del sol. 
 
La temperatura que había bajado durante toda la noche por efecto del balance de 
radiación negativo, continúa descendiendo hasta el momento en que el calor 
enviado por el sol durante un cierto lapso supera al que se pierde por irradiación 
terrestre (registro de la temperatura mínima). La hora de máxima no se presenta al 
mediodía, cuando el sol envía la máxima cantidad de radiación sino un poco más 
tarde, en efecto, la cantidad de calor recibida en un momento dado, se agrega a la 
que ha sido recibida durante los momentos anteriores. 
 
A medida que la temperatura se eleva, las pérdidas por irradiación terrestre 
aumentan; llega un momento comprendido entre el mediodía y la puesta del sol, en 
que el calor recibido durante cierto lapso y que ahora va disminuyendo, resulta igual 
 11 
al perdido por irradiación terrestre (registro de la temperatura máxima). En este 
momento la temperatura deja de aumentar y, como el sol sigue bajando, la pérdida 
de calor supera la ganancia y la temperatura disminuye. 
 
Variación anual de la temperatura 
 
Con igual criterio, se puede explicar que la temperatura máxima no se produce en el 
mes del solsticio de verano sino uno a dos meses después, cuando el balance de 
radiación se hace cero. De igual forma, transcurrido el otoño e invierno se alcanza la 
temperatura mínima uno a dos meses después del solsticio de invierno. La 
diferencia entre las temperaturas medias del mes más caliente y del mes más frío se 
denomina amplitud térmica anual. 
 
Caracterización agroclimática de la temperatura del aire 
 
1. Valores meteorológicos: corresponden a datos puntuales de una serie 
temporal. 
 
a) Temperatura media diaria: se puede calcular por distintos métodos: 
 Sumando y promediando las temperaturas registradas en las 24 hs. del día. 
 Sumando y promediando las observaciones de las 8, 14 y 20 hs. (tridiurna). 
 Sumando y promediando las observaciones de las 8, 14 y 20 y 2 hs. 
(cuatridiurna). 
 Sumando y promediando la temperatura mínima y máxima del día. 
 
b) Temperatura media mensual: se calcula sumando la temperatura media 
diaria de todos los días del mes, dividiendo esta suma por el número de días 
del mes considerado (promedio). 
 
c) Temperatura media anual: se suman las doce temperaturas medias 
mensuales, la suma se divide por doce (promedio). 
 
d) Amplitud térmica: representa la diferencia existente entre la temperatura 
máxima y la mínima. Puede calcularse la diaria (usando la máxima y mínima 
de un día) y/o anual (usando la máxima y mínima de un año determinado). 
 
2. Valores climáticos: corresponden a estadísticos de posición de una serie 
temporal de por lo menos 30 años. 
a) Temperatura normal diaria: es la temperatura media que debiera registrarse 
en un día dado del año, si las condiciones meteorológicas fueran las mismas 
todos los años (temperatura media diaria típica). 
 
b) Temperatura normal mensual: es la temperatura media que debiera 
registrarse en un mes dado del año, si el tiempo fuera el mismo todos los 
años. 
 
c) Temperatura normal anual: es la temperatura media que debiera registrarse 
cada año, si el tiempo fuera el mismo todos los años. 
 
 12 
d) Amplitud térmica: Se calcula con los valores normales de temperaturas del 
mes más cálido y la correspondiente al más frío, es uno de los valores que 
más influyen en la determinación de las modalidades de la agricultura y de la 
ganadería de un país (DeFina, 1976) 
 
3. Otros aspectos 
 
a) Es interesante, sobre todo en Agroclimatología, determinar la cantidad de 
días y/o de horas de duración del periodo de tiempo durante el cual la 
temperatura permanece sobre o debajo de ciertos umbrales térmicos, por ej: 
 Número de días con temperaturas por debajo de ciertos niveles (-10ºC, 0ºC, 5 
o 10 ºC). 
 Número de días con temperaturas superiores a ciertos valores (0, 10, 15ºC). 
 Temperaturas acumuladas (grados-días) por encima o debajo de ciertos 
niveles. 
 Suma de temperaturas, por acumulación de valores diarios. 
 
Medición de la temperatura 
 
La temperatura indica la cantidad de energía calorífica en un sistema, resultando 
tanto más elevada cuanto más elevada es la cantidad de calor. La temperatura del 
aire es aquella indicada por un termómetro protegido por el abrigo meteorológico, 
con el cual el aire se encuentra en equilibrio térmico. Para caracterizar la 
temperatura se emplean números incluidos en una escala que aprovecha puntos 
fijos relacionados con cambios de estado de fácil reproducción. 
 
 
 
En la escala Celsius (C) el punto fijo inferior es el de fusión del hielo puro (0ºC) y el 
superior (100 ºC) el del vapor de agua en ebullición a presión normal. El espacio 
entre ambos puntos se divide en 100 partes iguales, cada una equivalente a 1 ºC. 
 
En otra escala, la Fahrenheit(F) el punto inferior es de 32 ºF y corresponde al de la 
temperatura de una mezcla de hielo puro y cloruro de amonio, y el superior, de 212 
ºF, corresponde al vapor de agua en ebullición. El intervalo comprendido entre estos 
puntos se divide en 180 partes iguales, cada una equivalente a 1 ºF. 
 
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Los termómetros, para uso en nuestro país, están graduados en grados centígrados. 
La equivalencia de ésta con otras escalas (absoluta, ºK; Reamur, ºR; Fahrenheit, ºF) 
pueden hacerse por las siguientes expresiones: 
 
ºC = (ºF - 32) * 5/9 ºF = ºC * 9/5 + 32 
 
ºC = ºR * 5/4 ºR = ºC * 4/5 
 
ºC = ºK - 273 ºK = ºC + 273 
 
 
 
Estimación de temperaturas 
 
Se pueden estimar temperaturas a partir de métodos cartográficos y/o estadísticos. 
En Argentina, hay trabajos como el de De Fina y Sabella (1959) que utilizando un 
modelo cartográfico-matemático estimaron temperaturas medias de localidades 
montañosas carentes de observaciones termométricas o, aquel en el que se 
estimaron las temperaturas medias del mes más frío y del más cálido para 
diferentes localidades del país (De Fina, 1976). 
 
Actualmente la utilización de modelos matemáticos evita el proceso cartográfico 
para la estimación de temperaturas y facilita la realización de las estimaciones con 
ordenadores electrónicos. El modelo INTASAL-TEMP (Bianchi et al, 1994) permite 
estimar en forma sencilla, las temperaturas medias mensuales de sitios enmarcados 
en regiones con un mismo régimen de precipitaciones, a partir de información no 
termométrica disponible. 
 
Fue formulado utilizando técnicas de regresión múltiple, correlacionando datos de 
temperaturas medias observadas de 61 localidades con variables independientes de 
relativamente fácil obtención, como son altitud, latitud y lluvia del año. Estos tres 
factores se señalan como determinantes de la temperatura del aire en una localidad. 
 
La fórmula general del modelo es: 
 
anualLluviaLatitudAltitudTm ... 3210   
 
donde: 
 14 
 
Tm = temperatura media mensual 
0, 1, 2 y 3 = coeficientes de regresión 
 
El modelo INTASAL-TEMP considera a la variable altitud como la más importante 
debido al marcado componente orográfico regional. En segundo lugar, considera el 
efecto sobre las temperaturas ejercido por la nubosidad, la que por efecto orográfico 
se estaciona preferentemente sobre las laderas orientadas al Este del relieve 
montañoso. Por ello propone a la precipitación (expresada como total anual) como 
una variable independiente que refleja la mayor nubosidad que supone debe 
corresponder con las zonas más lluviosas y finalmente, como tercera variable utiliza 
la latitud. 
 
 
 
 
 
 
Bibliografía citada 
 
BIANCHI, A.R., NIEVA, I.J. y C.E YÁÑEZ. 1994. Un modelo simple de regresión 
lineal para la estimación de temperaturas medias mensuales regionales. RIA 25 (3): 
35-54, INTA, Argentina. 
 
DE FINA, A.L. 1976, Datos agroclimáticos de la República Argentina, INTA, IDIA 
Nro. 337-342. Buenos Aires. 57-186. 
 
DE FINA, A.R. y SABELLA, L.J. 1959. Técnica para el cálculo de las temperaturas 
medias de localidades montañosas carentes de observaciones termométricas in DE 
FINA, A.R. 1992. Aptitud agroclimática de la República Argentina. Academia Nac. 
Agr. y Vet. 53-61. 
 
Bibliografía consultada 
 
BARRY, R.G y R.J CHORLEY. 1972. Atmósfera, tiempo y clima. Ediciones 
Omega. Barcelona. España. 
 
GARABATOS, M. 1990. Temas de Agrometeorología. Tomo 1 y 2. Orientación 
Gráfica Editora S.R.L. Buenos Aires. Argentina. 
 
GUÍAS TEÓRICAS para los Trabajos Prácticos. Cátedra de Climatología y fenología 
agrícolas. Facultad de Ciencias Naturales. U.N.Sa. 
 
MURPHY, G. y R. HURTADO. 2011. Agrometeorología. Editorial FAUBA. 
Universidad de Buenos Aires. Argentina. 
 
STRAHLER, A. N. 1986. Geografía física. Ediciones Omega, S.A. Barcelona. 
España. 
 15 
TEMPERATURAS MEDIAS ESTIMADAS PARA LA REGIÓN NOROESTE DE 
ARGENTINA 
 
RESUMEN 
 
 Se estiman las temperaturas medias mensuales para 479 localidades del Noroeste 
Argentino utilizando el modelo estadístico INTASAL-TEMP (Bianchi, A.R., Nieva, I.J. y 
C.E. Yáñez, 1994). Dicho modelo permite estimar, en forma sencilla, las temperaturas medias 
mensuales de sitios enmarcados en regiones con un mismo régimen de precipitaciones a partir 
de información no termométrica disponible. Fue formulado utilizando técnicas de regresión 
múltiple involucrando datos de 61 localidades con temperaturas medias observadas con las 
variables independientes altitud, latitud y lluvia del año. 
 
INTRODUCCIÓN 
 
Tres factores se mencionan como determinantes de la temperatura del aire en una localidad 
(Baker, D.G. y col, 1985). El primero de ellos es la latitud. Otro factor es la superficie 
(oceánica o continental, por ejemplo) y finalmente la topografía cuya variación produce 
distintos efectos como disminución de la temperatura con la altura, concentración de 
nubosidad y precipitación por efecto orográfico en determinados lugares (Barry y Chorley, 
1972), liberación del calor latente de vaporización al producirse la condensación y la 
disminución o aumento de la temperatura por procesos seudoadiabáticos. También señalan un 
cuarto factor, el grado de urbanización, como otra variable que aumenta su importancia día a 
día. 
 
Las estimaciones se realizaron para la región Noroeste de la Argentina, caracterizada por su 
marcado componente orográfico (el relieve andino, subandino y pampeano) con una decisiva 
influencia sobre la distribución de los elementos climáticos. La situación mediterránea de la 
región no hace necesario diferenciar entre superficie líquida o sólida. En cuanto a la latitud, el 
Noroeste se extiende sobre 8 grados, desde los 22 hasta los 30 grados Sur. Con respecto al 
grado de urbanización, es muy bajo en la región, por ello se supuso prescindible su 
consideración. 
 
En Argentina, utilizando un método estadístico-cartográfico se estimaron las temperaturas 
medias del mes más frío y del más cálido, para muchas localidades del país (De Fina, A. L. 
1974, 1992). Failde, V. N. (1987), estimó las temperaturas medias para localidades del Chaco 
Argentino con el método de Ravelo, A. C. (1973). 
 
El modelo INTASAL-TEMP evita el proceso cartográfico para la estimación de temperaturas 
y facilita la realización de las estimaciones con ordenadores electrónicos. 
 
MATERIALES Y MÉTODOS 
 
El modelo utilizado puede consultarse en el Cuadro 1. En dicho cuadro se detallan los 
algoritmos que lo definen el modelo sobre una planilla de cálculo EXCEL. Se utilizo el índice 
en archivo magnético, de las localidades con datos de lluvia de la publicación “Las 
precipitaciones en el Noroeste Argentino” (Bianchi, A.R. y C.E Yáñez, 1992), para conformar 
la base de datos de entrada al modelo. En ese índice figuran las coordenadas geográficas 
(longitud, latitud y altitud) debiéndose sólo agregar una columna con los datos de lluvia anual 
obtenidos de la misma publicación. Las temperaturas medias mensuales de localidades del 
Noroeste Argentino con observaciones fueron introducidas de los archivos utilizados para la 
formulación del modelo INTASAL-TEMP. Estas últimas pueden identificarse pues figura la 
fuente y el periodo de observación. 
 
Debido al importante componente orográfico regional el modelo utilizado considera a la 
variable altitud como la más importante. En segundo lugar considera que un sobresaliente 
efecto sobre las temperaturas es ejercido por la nubosidad, la que por efecto orográfico se 
estaciona preferentemente sobre las laderas orientadas al Este del relieve montañoso. Por ello 
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propone a la precipitación como una variable independiente que refleje la mayor nubosidad 
que supone debe corresponder con las zonas más lluviosas, expresada como total anual. Como 
tercera variable se utiliza la latitud. 
 
El modelo utilizado fue contrastado con el cartográfico-matemático propuesto por De Fina 
A.L. y Sabella, L.J. (1959) presentando un comportamiento similar con un error medioigual 
para los cálculos efectuados para el mes más cálido (8 décimas de grado) y un 
comportamiento algo mejor del método INTASAL-TEMP en las estimaciones de las medias 
para el mes más frío, 0.9 vs. 1,3 grados, de error medio. 
 
El modelo INTASAL-TEMP, basado sólo en un cálculo matemático y que utiliza variables de 
relativamente fácil obtención, como son altitud, latitud y lluvia del año, permite obtener 
estimaciones aceptables de las temperaturas medias mensuales para localidades del Noroeste 
Argentino. En la región el componente orográfico es muy importante lo que provoca grandes 
variaciones en el elemento climático estudiado; ello sumado a una marcada escasez de 
información termométrica, hace que el trabajo que se presenta pueda ser de gran utilidad. La 
utilización de la variable lluvia del año puede ser considerada como importante por su buen 
comportamiento en el modelo y por la amplia distribución de registro disponible, además de 
contarse con cartografía de ese parámetro en una escala aceptable, 1:500000, que 
posibilitaría, por interpolación, obtener ese dato de entrada para cualquier sitio de la región 
(Bianchi, 1980). 
 
En la actualidad el modelo INTASAL-TEMP se aplica para toda la Argentina continental. 
Para ello, se ajustaron los coeficientes de regresión del modelo utilizando información 
termométrica mensual de localidades argentinas ubicadas en dos sectores en los que fue 
dividido el país (Bianchi y Cravero, 2009). En el primero de ellos (sector Norte) se agrupó la 
información perteneciente a localidades ubicadas al norte del paralelo de 34º, y en el segundo 
(sector Sur), la de localidades ubicadas al sur del paralelo 32º. De esta forma se logró 
equilibrar el número de estaciones ubicadas en cada sector y mejoró notablemente el ajuste de 
los coeficientes de regresión. 
 
 
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Normal temperatures (1951-80) and their application. Agric. Exp. Station, Univ. of 
Minnesota, 66 p. 
 
BARRY, R.G. y CHORLEY, R.J. 1972. Atmósfera, tiempo y clima. Omega S.A. Barcelona, 
395 p. 
 
BIANCHI, A.R. 1980. Noroeste Argentino. Isohietas anuales (mapa). INTA, EERA Salta, 8 
hojas. 
 
BIANCHI, A.R. y YÁÑEZ, C.E. 1982. Las precipitaciones en el Noroeste Argentino. INTA 
EEA Salta. 383 p. 
 
BIANCHI, A.R., NIEVA, I.J. y YÁÑEZ, C.E. 1994. Un modelo simple de regresión lineal 
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BIANCHI, A. R. y S. A. C. CRAVERO. 2009. Modelo de regresión lineal para la estimación 
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Tecnología de Facultades de Ingeniería del NOA, Universidad Nacional de Salta. 
 
DE FINA, A.R. y SABELLA, L.J. 1959. Técnica para el cálculo de las temperaturas medias 
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Aptitud agroclimática de la República Argentina. Academ. Nac. Agr. y Vet. 53-61. 
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DE FINA, A.L. 1976, Datos agroclimáticos de la República Argentina, INTA, IDIA Nro. 337-
342. Bs.As. 57-186. 
 
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Chaco Argentino. Anales INTA Salta 1: 55-64. 
 
RAVELO, A.C. 1973. Un nuevo método de cálculo de las temperaturas medias mensuales 
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