climatología_bloque1_2023

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Climatología
Contenidos
Bloque 1 – Sistema climático. Balance de radiación y energía.
Sistema climático en general. Mecanismos de retroalimentación. Balance de radiación y energía. Distribución de la radiación solar en el sistema tierra-
atmósfera. Radiación atmosférica y terrestre. Ozono estratosférico. Efecto invernadero. Flujo de energía hacia los polos. Calentamiento radiativo de la
superficie. Flujo de calor latente y sensible. Variación latitudinal y temporal de los componentes del balance de energía.
Bloque 2 – Circulación de la atmósfera y los océanos.
Circulación general de la atmosfera. Circulación global idealizada y observada. Descomposición de la circulación. Balance de momento angular. 
Circulación general de los océanos. El rol de los océanos en el clima. Circulación termohalina.
Bloque 3 – Ciclo hidrológico.
Ciclo hidrológico global. Balance de agua y su variación anual. Distribución de agua en el planeta. Vapor de agua. Distribución espacial de 
precipitación, escorrentía, agua subterránea, evaporación y componentes de la criósfera.
Bloque 4 – Modos de variabilidad.
Variaciones intra-estacionales, inter-anuales e inter-decadales del clima. El fenómeno El Niño-Oscilación del sur (ENOS) y otras oscilaciones del 
sistema climático. Teleconexiones. Impactos globales y regionales de ENOS y otros modos de variabilidad.
Bloque 5 – Climas y sus clasificaciones.
Clasificaciones climáticas. Clima en latitudes medias. Clima de Argentina y región central. Ciclones y anticiclones de latitudes medias, masas de aire, 
jets. Clima en zonas polares. El agujero de ozono antártico. Reconstrucciones climáticas.
Bloque 6 – Cambio climático.
Definición de Cambio Climático. Cambio climático observado en Argentina y el mundo. Causas e impactos. Atribución del cambio climático. Escenarios
y proyecciones futuras. Adaptación y mitigación del cambio climático.
Hoja de ruta (tentativa) de la materia
SEMANA BLOQUE CLASES
1 1 (teoría) 16 y 17 de marzo
2 1 (teoría / práctica) 23 y 24 de marzo
3 2 (teoría) 30 y 31 de marzo
4 2 (teoría / práctica) 6 y 7 de abril
5 2 (teoría / práctica) 13 y 14 de abril
6 2 (teoría / exposición oral / entrega ejercicios) 20 y 21 de abril
7 3 (teoría / práctica) 27 y 28 de abril
8 3 (teoría / práctica) 4 y 5 de mayo
9 Clase consulta / Primer parcial 11 y 12 de mayo
10 4 (teoría / práctica) 18 y 19 de mayo
11 5 (teoría / práctica) 25 y 26 de mayo
12 5 (teoría / exposición oral / entrega ejercicios) 1 y 2 de junio
13 6 (teoría / práctica) 8 y 9 de junio
14 Clase consulta / Segundo parcial 15 y 16 de junio
15 Clase consulta / Recuperatorios* 22 y 23 de junio
*Eventualmente podría haber una semana extra para esta instancia
Evaluación
Evaluación
Actividad de investigación 
(individual)
Exposición de una publicación
científica (grupal)
Parciales
Objetivo General: “Determinar las características climáticas
de la región centro-oeste de Argentina de acuerdo al análisis
de diversas variables meteorológicas y conjuntos de datos”
Familiarizarse con el método científico a partir de la 
lectura y comprensión de un «paper»
Basados en los contenidos descritos en las clases (+ 
recuperatorios)
Bloque 1 – Sistema climático. Balance de radiación y energía.
Sistema climático en general. Mecanismos de retroalimentación. Balance de radiación y 
energía. Distribución de la radiación solar en el sistema tierra-atmósfera. Radiación 
atmosférica y terrestre. Ozono estratosférico. Efecto invernadero. Flujo de energía hacia 
los polos. Calentamiento radiativo de la superficie. Flujo de calor latente y sensible.
Variación latitudinal y temporal de los componentes del balance de energía.
Definiciones
La climatología consiste en el estudio del clima, sus variaciones y extremos y su influencia en 
varias actividades, sobre todo (aunque no exclusivamente) en los ámbitos de la salud, la 
seguridad y el bienestar humanos. En sentido estricto, se entiende por clima las condiciones 
meteorológicas normales correspondientes a un lugar y período de tiempo determinados
El clima puede explicarse mediante descripciones estadísticas de las tendencias y la variabilidad 
principales de elementos pertinentes, como la temperatura, la precipitación, la presión 
atmosférica, la humedad y los vientos, o mediante combinaciones de elementos, tales como 
tipos y fenómenos meteorológicos, que son característicos de un lugar o región, o del mundo en 
su conjunto, durante cualquier período de tiempo
OMM-N°100 (2011)
OMM-N°100 (2011)
IPCC (2013); OMM-WGOS (2014)
Sistema climático
El sistema climático se define como un sistema complejo e interactivo compuesto por la 
atmósfera, superficie terrestre (litósfera), hielo y nieve (criósfera), océanos y otros cuerpos de 
agua (hidrósfera) y elementos vivos (biósfera).
Atmósfera
La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la Tierra, dividida en
cinco capas: la tropósfera, que contiene la mitad de la atmósfera
terrestre, la estratósfera, la mesósfera, la termósfera y la exósfera,
límite superior de la atmósfera.
La climatología puede describirse como el estudio científico del
comportamiento de la atmósfera integrado en el tiempo. Aunque
esta definición es ciertamente aceptable, no logra captar
plenamente el alcance de la climatología, dado que esta ciencia
incorpora datos, ideas y teorías de todas las partes del sistema
Tierra-Océano-Atmósfera, incluidas las influidas por el ser humano,
en un todo integrado para para explicar las propiedades atmosféricas
Litósfera
La parte de la Tierra sólida más cercana a la superficie (a una profundidad de unos 100 km) se llama 
litósfera y es estudiada por estudiada por geólogos, geofísicos, geomorfólogos, edafólogos, 
vulcanólogos y otros profesionales de las de las ciencias ambientales y agrícolas.
Hidrósfera
La parte del sistema que está cubierta por agua
líquida se denomina se denomina hidrósfera y es
considerada por los especialistas en
oceanografía, la hidrología y la limnología.
Criósfera
La región que comprende el agua congelada en todas sus
formas (glaciares, hielo marino, hielo superficial y sub-
superficial, y la nieve) se conoce como la criósfera y es
estudiada por los especialistas en glaciología, así como
por geógrafos físicos especializados, geólogos y
oceanógrafos.
La biósfera, que atraviesa la litósfera, la hidrósfera, 
la criósfera y la atmósfera, comprende la zona que 
contiene todas las formas de vida del planeta, 
incluidos los seres humanos. La biósfera es 
examinada por especialistas en una amplia gama de 
ciencias de la vida, junto con geógrafos físicos, 
geólogos y otros científicos medioambientales.
Biósfera
Interacción entre las componentes del sistema climático
Interacción entre las componentes del sistema climático
Los cambios en los diversos aspectos del sistema climático, como el tamaño del manto de 
hielo, el tipo y la distribución de la vegetación o la temperatura de la atmosfera o el océano, 
influirán en las características de circulación a gran escala de la atmósfera y los océanos.
Existen muchos mecanismos de feedback en el sistema climático que pueden amplificar 
(feedback positivo) o disminuir (feedback negativo) los efectos de un cambio en los 
forzamientos del clima. Por ejemplo, con el calentamiento del clima terrestre debido al 
incremento de las concentraciones de gases de efecto invernadero, la nieve y el hielo 
comienzan a derretirse. Este derretimiento muestra suelos y superficies de agua más oscuros, 
que se encontraban bajo la nieve y el hielo. Estas superficies más oscuras absorben más calor 
solar, causando mas derretimiento y, así, sigue un ciclo de auto-reforzamiento.
Varios componentes del sistema climático, a saber, los océanos y los elementos vivos,
afectan las concentraciones atmosféricas de los gases de efecto invernadero. Un ejemplo 
importante de ello son las plantas que obtienen el CO2 de la atmósfera y lo convierten (junto 
con el agua) en carbohidratos mediante la fotosíntesis. En la era industrial,las actividades 
humanas han añadido gases de efecto invernaderos a la atmosfera, básicamente a través de 
la quema de combustibles fósiles y la eliminación de bosques.
Composición de la atmósfera
Variación de la temperatura
≈
Vapor de agua / Humedad en la atmósfera
James (1997)
Ozono
El Sol emite un flujo de energía casi constante que llamamos luminosidad solar (L0). Podemos calcular 
la irradiancia media en la fotósfera dividiendo este flujo de energía por el área de la fotósfera.
Si suponemos que la irradiancia es uniforme sobre la esfera, y escribimos la irradiancia a cualquier 
distancia d del Sol como Sd, entonces la conservación de la energía requiere que
Se deduce que la irradiancia solar total (TSI) Sd es inversamente proporcional al cuadrado de la 
distancia al Sol. Definimos la TSI como la irradiancia de la emisión solar a la distancia media de la 
Tierra al Sol.
≈ 1360 Wm-2 = S0
Flujo de energía, irradiancia y constante solar
Leyes de la radiación
La ley de Stefan-Boltzmann establece que la energía radiante emitida por un cuerpo negro por unidad
de área es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura:
Un cuerpo negro es un objeto que absorbe toda la luz y toda la energía que incide sobre él. Objeto teórico
similar a un agujero negro.
Temperatura de emisión del Sol:
Leyes de la radiación
La temperatura de emisión de un planeta es la temperatura de cuerpo negro a la que debe emitir para 
alcanzar el equilibrio energético. La idea básica es equiparar la energía solar absorbida por un planeta 
con la energía emitida por un cuerpo negro. Esto define la temperatura de emisión del planeta.
Tierra ≈ 0,3 70% del TSI se absorbe por 
el sistema climático
Energía incidente sobre un planeta = S0 * rp2
p = albedo planetario (fracción de radiación solar reflejada por una
superficie u objeto, frecuentemente expresada en términos porcentuales)
No toda la energía solar que incide en un planeta es absorbida. Una parte se 
refleja en el espacio sin ser absorbida y, por tanto, no entra en el balance 
energético del planeta.
Leyes de la radiación
Hay que devolver 30% de la energía al espacio. El área desde la que se produce la emisión es la 
superficie de una esfera, en lugar de la superficie de un círculo. El flujo de emisión terrestre se 
escribe como
Si igualamos el flujo solar absorbido con el flujo terrestre emitido obtenemos el balance 
energético planetario, que definirá la temperatura de emisión temperatura.
(*)
La temperatura de emisión puede no ser la temperatura real de la superficie o de la atmósfera del 
planeta; es simplemente la temperatura de emisión de cuerpo negro que necesita un planeta para 
equilibrar la energía solar que absorbe.
La temperatura de emisión de 255 K es mucho 
menor que la temperatura media global de la 
superficie de 288 K ≈ +15°C. Para entender la 
diferencia, tenemos que considerar el efecto 
invernadero
Efecto invernadero
Flujos de energía para un planeta con una atmósfera que es 
transparente para la radiación solar pero opaca a la 
radiación terrestre.
I = (1 - )S/4 Flujo absorbido por la Tierra U = Energía emitida por la Tierra
U(1 - ) Energía que escapa al espacio B = Emisión asociada al calentamiento atmosférico
S = constante solar  = fracción de la radiación absorbida por la atmósfera  = albedo terrestre
Balance de flujos hacia y desde el suelo
Balance de flujos hacia y desde la atmósfera
Reemplazando B y utilizando la Ec. (*)
Si  1
e
e
30 °C
Efecto invernadero
Si  ≈ 0,771
Por lo tanto, la presencia de una atmósfera absorbente, como se representa aquí, 
aumenta la temperatura de la superficie en un factor 21/4 = 1,19
El efecto invernadero atmosférico calienta la superficie 
porque la atmósfera es relativamente transparente a la 
radiación solar y, sin embargo, absorbe y emite la 
radiación terrestre con gran eficacia
Flujos de energía para un planeta con una atmósfera que es 
transparente para la radiación solar pero opaca a la 
radiación terrestre.
TG = 288 K ≈ 15 °C
Aspectos a tener en cuenta:
1 La atmósfera no es únicamente una delgada lámina, sino que el proceso anteriormente descrito sucede en toda
la extensión vertical, siendo diferente en cada punto y dependiendo de sus propiedades y composición.
2 Es de especial importancia la nubosidad.
3 La energía debe dividirse en más que dos únicas bandas (radiación solar y emisión terrestre), ya que las
propiedades de absorción dependen de la longitud de onda.
4 Asimismo, los comportamientos medios, tanto espacialmente como temporalmente, sufren importantes
variaciones, dependiendo de si se está sobre el tierra o sobre el océano, si es de día o de noche o del período del
año.
5 Finalmente, se ha asumido que toda la energía es irradiada, pero existen numerosos procesos físicos que
influyen en el balance energético tales como, por ejemplo, la convección o el calor latente asociado a procesos de
evaporación.
Efecto invernadero
La ley de desplazamiento de Wien es una ley de la física que establece que hay una relación inversa 
entre la longitud de onda en la que se produce el pico de emisión de un cuerpo negro y su temperatura.
Leyes de la radiación
Radiación de 
onda corta
Radiación de 
onda larga
Espectro de absorción de los gases atmosféricos
Efecto invernadero
natural
Balance de energía global
Almacenado en 
los océanos
Gases figura
anterior
Balance de flujos en el tope de la atmósfera
Balance de flujos en la atmósfera
Balance de flujos en la superficie
Balance de energía global
Más del 90% de la emisión terrestre al espacio
se origina en la atmósfera y sólo unos 20 Wm-2
provienen de la superficie a través de la ventana
infrarroja atmosférica
De los 240 Wm-2 de radiación solar absorbida en
el sistema climático, sólo un tercio se absorbe
en la atmósfera y dos tercios se absorben en la
superficie.
Balance de energía global
Una forma de medir la relevancia del efecto 
invernadero es comparar la emisión de la 
superficie con la emisión de la parte superior de 
la atmósfera. Estas difieren en 157 Wm-2 = 396 
Wm-2 - 239 Wm-2
La energía recibida desde el Sol es menos de la 
mitad que la recibida como emisión térmica 
descendente de la atmósfera
Albedo
Albedo: Es la relación entre la intensidad de la luz reflejada y la
incidente por parte de un cuerpo celeste que no emite luz propia.
Se mide con un número comprendido entre 0 y 1: 0 es el albedo de un
cuerpo que no refleja luz y 1 es el albedo de un cuerpo que refleja
toda la luz incidente.
Distribución de OLR
Distribución de la insolación y el balance de energía
Transporte de energía hacia los polos
Si hacemos un promedio anual, el término de almacenaje es 
muy cercano a cero y se obtiene un balance aproximado 
entre el flujo neto en el tope de la atmósfera y el transporte 
horizontal
Tasa de cambio temporal del contenido
de energía del sistema climático
Radiación entrante en el tope
de la atmósfera Divergencia del flujo 
horizontal en la 
atmósfera y el océano 
(transporte)
Balance de energía en superficie
G = Almacenaje de energía en el suelo (tierra y agua)
RS = Flujo radiativo neto de energía hacia la superficie
LE = Flujo de calor latente desde la superficie hacia la atmósfera
SH = Flujo de calor sensible desde la superficie hacia la atmósfera
Feo = Flujo horizontal fuera de la columna de tierra/océano por 
debajo de la superficie
Radiación calienta la superficie, flujos de calor la enfrían y el resto se transporta
Variación geográfica del balance de energía en superficie
Buena semejanza entre las distribuciones de flujo radiativo 
neto de energía hacia la superficie y liberación de calor 
latente, lo cual tiene sentido dado que la mayoría de la 
energía en superficie se usa para evaporar agua
El flujo de calor sensible de la superficie es mucho menor 
y más uniforme, con un ligero aumento en el hemisferio 
norte, donde hay más tierra
El océano transporta el calor desde cerca del ecuador hacia
los extratrópicos,pero su influencia es menor que los otros
términos que representan el movimiento vertical de energía
Promedio anual
Distribución global del calor latente
El calor latente es la energía requerida por una cantidad de 
sustancia para cambiar de fase, de sólido a líquido (calor de 
fusión) o de líquido a gaseoso (calor de vaporización). Se debe 
tener en cuenta que esta energía en forma de calor se invierte 
para el cambio de fase y no para un aumento de la temperatura.
! !
Distribución global del calor sensible
Calor sensible es aquel que recibe un cuerpo o un objeto y hace que aumente su temperatura sin 
afectar su estructura molecular y por lo tanto su estado. En general, se ha observado 
experimentalmente que la cantidad de calor necesaria para calentar o enfriar un cuerpo es 
directamente proporcional a la masa del cuerpo y a la diferencia de temperaturas. La constante de 
proporcionalidad recibe el nombre de calor específico.
! !
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Componente astronómica del clima
Ciclos de Milankovitch
Hallstatt cycle
Ciclos solares
Variación estacional del balance de energía en superficie
La variación anual de la radiación neta sigue generalmente 
la de la insolación, con valores máximos en verano que se 
acercan a los 200 Wm-2 en las zonas terrestres, 
dependiendo de la latitud, las condiciones del cielo y el 
albedo de la superficie.
El objetivo es cuantificar si el mecanismo es de 
enfriamiento latente o sensible, ya que el almacenamiento 
es pequeño y el transporte es nulo. El reparto entre el 
enfriamiento sensible y el latente depende de la 
disponibilidad de la humedad superficial, de la 
temperatura y de la humedad del aire.
Variación diurna de la temperatura
Variación diurna del balance de energía en superficie
__
G = Almacenaje de energía en el suelo (tierra y agua)
SH = Flujo de calor sensible desde la superficie hacia la atmósfera
RS = Flujo radiativo neto de energía hacia la superficie
LE = Flujo de calor latente desde la superficie hacia la atmósfera
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