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Text of equivalentes equivalent - UMAG

IP0000103.pdfANS. INST. PAT. Ser. Cs.Nts., Punta Arenas (Chile), vol. 23 , 1995
EL VIENTO COMO MODIFICADOR DE LA PERCEPCIÓN DE LAS TEMPE
RATURAS EN EL SUR DE LA PATAGONIA
WIND AS A TEMPERATURE PERCEPTION MODIFICATOR IN SOUTHERN PATAGONIA
FERNANDO R. CORONATO *
RESUMEN
Se calcularon los valores medios horarios de temperaturas equivalentes en Punta Arenas (53°S; 71°W) para la serie 1975-86. El enfriamiento medio anual debido a la acción del viento fue calculado en 1,6°C Las oscilaciones diarias y anuales de las temperaturas equivalentes fueron analizadas siguiendo la metodología deWace (1990). Los resultadosmuestran que el viento acentúa las características oceánicas del régimen térmico del área, las que fueron cuantificadas mediante índices climáticos específicos.
Palabras clave: Patagonia. viento. Sensación térmica. Continentalidad.
SUMMARY
Hourly mean valúes of equivalent temperatures were obtained from the series 1975- 86 in Punta Arenas (53°S;71°W). Mean annual wind cooling effect was calculated in 1,6°C Daily and annual variations of equivalent temperatureswere analyzed according to theWacemethod (Wace 1990). Results show that oceanic features in the thermal regime of that área are enhanced because of the wind. Several climatic Índices were employed to quantify this phenomenon.
Key words: Patagonia. Wind cooling. Equivalent temperature. Continentality.
INTRODUCCIÓN
Las características ventosas de la
Patagonia son bien conocidas. Numerosos auto res han señalado la importancia del viento en la
definición del clima patagónico (Miller, 1976; Prohaska, 1976;Walter y Box, 1983). Sin embar- * Centro Nacional Patagónico, Puerto Madryn, Chubut, Ar
gentina
go existen pocos intentos de cuantificar la in fluencia del viento en la percepción de las tempe raturas en la región.
Las primeras evaluaciones del en friamiento producido por el viento fueron hechas porSipley Passel en 1945. Court(1948) introdu jo algunas modificaciones a ese modelo. Con posterioridad aparecieron otros más sofisticados (Steadman, 1971) pero a pesar de ciertas críticas
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(Dixon, 1991; Rees, 1993) la fórmula de Court tiene la ventaja de su sencillez en el cálculo de la
pérdida de calor que sufre la piel humana expues ta a condiciones dadas de temperatura ambiente
y viento. Este concepto de "pérdida de calor
equivalente" (a una temperatura menor pero con viento en calma o muy suave) es conocido como
sensación térmica, temperatura sensible o tempe ratura equivalente (tE).
En regiones ventosas como la Pata
gonia, las tE pueden ser bastante menores que las temperaturas reales y dada la persistencia del fenómeno, convertirse en un factor bioclimá- tico importante. (Weischet, 1985; Tuhkanen, eí al 1990)
El efecto del viento al reducir la
capa límite determina que los organismos homotérmicos deban aumentar su inversión ener
gética para compensar la pérdida suplementaria de calor. Los vegetales también ven disminuida su capacidad de acumular radiación y su tempe ratura tiende a igualar a la del aire (Nobel, 1 98 1). Weischet (1985) destaca la amplitud de este
fenómeno en la Patagonia, especialmente desfa vorable durante el verano.
Aunque ya en 1947, Knoche y Borzacov consideraban a la tE como un elemen to climático importante en el extremo sur de América, el primer intento de cuantificar este elemento en la Patagonia, fue llevadoa cabo por Hoffmann y Medina (1971), quienes reconocen
resultados insatisfactorios para el área. Zamora
y Santana (1979) subrayan la importancia del viento en el clima regional por "su efecto de
rebajar notablemente las temperaturas". Hoffmann y Núñez (1981) estiman que para el conjunto de la Patagonia, el viento disminuye la apreciación de las temperaturas máximas entre 3 y 5o. Por su parte Coronato (1993) encontró un valor similar (4,2°) para el enfriamiento pro ducido por el viento en la percepción de las temperaturas medias anuales en el conjunto de la Patagonia.
Por otra parte, el viento no sólo determina una disminución en la sensación tér mica sino que, dada la coincidencia de los perío dos de mayor temperatura con los de mayor velocidad del viento (Prohaska, 1976yTuhkanen, 1992), determinan también una reducción de la
amplitud diaria y anual de tE, que acentúa las características oceánicas del régimen térmico del
sur del área.
Obviamente, la cuantificación de las condiciones térmicas fuera del abrigo meteo rológico debe incluir, no sólo las pérdidas de calor inducidas por el viento, sino también las
ganancias debidas a la radiación solar. Como un
primer paso en ese sentido, el presente trabajo se
limitó a considerar el efecto del viento, siendo sus objetivos: a) contar con una evaluación más detallada de las tE medias en- Punta Arenas
(Chile)(53°08'S; 70°53'W) considerado un punto representativo de las condiciones térmicas del oriente de la Patagonia austral y b) reflejar cómo las tEmodifican la percepción de I a homogeneidad del clima a través de los índices de continentali dad.
MATERIALES Y MÉTODOS
Los datos de las temperaturas me dias horarias (T) correspondientes a la serie 1 975-
86, fueron tomadosde Endl icher y Santana (1988). Si bien existen datos para series más largas se prefirió basar este trabajo en la mencionada, porque su período incluye al de la serie de datos de velocidad media horaria del viento (V), que fueron tomados de la misma fuente, pero corres pondiendo a mediciones hechas a 7 m sobre el nivel del suelo, por lo que debieron ser reducidos a l,50m de altura para obtener valores bioclimá- ticamente representativos. La reducción se hizo mediante la ecuación (1) (Sellers, 1965).
El cálculo de las temperaturas equi valentes (tE) fue hecho empleando la ecuación (2) (Rees 1993) derivada de Court (1948), que con sidera que vientos con velocidad inferior a 2,2 m/ s no producen pérdida de calor suplementaria. En este trabajo se consideró que por debajo de ese
umbral coinciden las temperaturas reales y las equivalentes. Por tratarse de una función cuadrá tica, la cuantificación rigurosa de tE exigiría el uso de valores instantáneos de viento y tempera tura, para calcular los promedios posteriormen te. Sin embargo en Punta Arenas, T y V se sitúan dentro del rango en el cual la ecuación (2) se
comporta casi linealmente (r=0,99) por lo que puede trabajarse con ellos sin cometer errores
significativos (Coronato, 1993). Con los valores medios horarios de
tE se construyó el diagrama de termoisopletas equivalentes, graficado en Fig. 1, que fue utiliza-
EL VIENTO COMO MODIFICADOR DE LAS TEMPERATURAS 113
do para el cal cu I o de Ios parámetros de "estaciona- lidad" (E) y "diurnalidad" (D) siguiendo la meto dología de Wace (1990). Según ésta, los datos de tE se ubican en una matriz hora x mes, en la que se trazan las isolíneas con una equidistancia de 1°C. El número de intersecciones de estas isolíneas con una grilla sobreimpuesta de 12 x 12 (2 horas x mes), es una medida de las fluctuaciones de acuerdo con E, (líneas horizontales) o con D, (líneas verticales).
Para alcanzar el segundo objetivo de este trabajo, se calcularon los índices de con tinentalidad de Borisov y de Conrad y el de oceanidad de Von Kerner (en Tuhkanen, 1980) usando comparativamente T y tE. Lo mismo se
hizo con el índice de Wace (1990); para su
cálculo con T se empleó el diagrama de termoiso- pletas presentado porEndlicher y Santana (1988: Fig. 9)
(1) (Sellers, 1965)
Vx = Vr [ ln(x/z) / ln(r/z) ]
donde vx = velocidad del viento a la altura x (en m/s) Vr = velocidad del viento a la altura de registro z = parámetro de rugosidad; altura a la cual la velocidad es cero. Se consideró z=0,20 m de acuerdo con la vegetación del área.
(2) (Rees, 1993)
tE = 33-(33-T)(0,390 + 0,473Vy2 -
T = temperatura real (°C) V = velocidad del viento (m/s)
RESULTADOS
Los valores medios de temperatu ras equivalentes (tE) por hora y mes, aparecen en
la Fig. 1, que es análoga al diagrama de
termoisopletas de Endlicher y Santana (1988: Fig- 9)
La matriz de correlación entre los
datos medios horarios de velocidad del viento
(V), temperatura (T), tE y el enfriamiento (J
(T-tE) aparece en la Tabla 1. Se trata en todos los casos de correlaciones altamente significati vas.
La Figura 2-a compara la marcha
Tabla 1
T = temperatura, V = velocidad del viento, tE = temperatura equivalente, 8= enfriamiento (T-tE).
T V tE 6 T 1,000 0,687 0.922 0,595 V 1,000 0,356 0,979 tE 1,000 0,238 8 1,000
anual de tE y T; la marcha diaria de tE y T, aparece en la Figura 2-b.
El análisis de la varianza de tE
según los factores hora y mes aparece en la Tabla 2.
Tabla 2 Análisis de la variancia temporal de tE
a) Anova doble vía fuente de variación S.C. G.L. F sig. mes
hora residual
b)Anova de una vía
fuente de variación S.C. G.L. F sig. inter grupos intra grupos
0,00 93,71
1 22
0,0 0,997
c) Varianza neta factor V T tE mes (E) hora (D)
2,3 2,3
8,3 4,5
7,9 2,2
LaTabla 3 presenta la comparación de 1os parámetros e indi ees cl i máti eos, cal cul ados con datos de T y de tE.
114 FERNANDO R. CORONATO
"3 o
Tabla 3
Comparación de parámetros e índices climáticos (calculados con T y tE)
Punta Arenas: latitud S =0 = 53°08' T
Valor medio anual amplitud anual
(A=enero julio) dif. otoño-primav. (dOP=abr.-oct . )
E (Estacionalidad) D (Diurnalidad)
8,3° 7,9° -0,4°
-0,1° 1,7° +1,8°
198 170 -140/o 109 68 -38%
índices de Continentalidad (C): Borisov, C=(A/0). 100 16,2 14,9 -8% Conrad, C={1,7 A/sen (0+ 10°)}-14 1,82 1,06 Wace, C=(E2 + D2)/'Á 226 183
C/1510% 15,0 12,1
índices de Oceanidad (O): Von Kerner, Q= dOP/A -0,012 0,215 +32%
DISCUSIÓN
Los resultados muestran aprecia- bles diferencias entre las temperaturas reales (T) y las equivalentes (tE). Estas diferencias se mani fiestan tanto en los valores aislados, como en la marcha de esos valores a lo largo del día o del año.
En promedio, tE es l,6°inferioraT, pero tal diferencia está muy correlacionada (r=0,98) con la velocidad del viento (V), de manera que el enfriamiento medio debido al viento (8) sigue las oscilaciones diarias y/o anua les de V. Por su parte, tE está más correlacionada con T (r=0,92).
Existe además una buena correla ción directa (r=0,69) entre los valores medios horarios deV y de T, por lo que puede decirse que el enfriamiento (8) aumenta a mayores tempera turas (r=0,60). Este fenómeno es comparable en cierta manera a una autorregulación de la tempe ratura y constituye una de las explicaciones más claras a las singularidades térmicas del clima del sur patagónico. Sin embargo es obvio que las condiciones instantáneas de V y T pueden impli car una dispersión muchomayor de los valores de tE.
La separación entre las curvas de T
y tE esmayor en primavera-verano y en las horas
próximas al mediodía (Fig. 2). Las curvas de tE no sólo están des
plazadas hacia abajo con relación a las de T sino
que están achatadas con respecto a éstas.
La marcha anual de tE presenta además un defase aparente en la segunda mitad del año, cuando se registran los mayores valores de V. Este enfriamiento primaveral tiene impor tantes consecuencias climatológicas puesto que la curva de tE adopta la asimetría propia de un régimen térmico oceánico. Esto queda cuantifi- cado en el índice de oceanidad de Von Kerner, que incluye en su cálculo la diferencia térmica entre los meses de abril y octubre. En el caso de PuntaArenas, la diferencia cambia de signo según se trabaje con T o con tE. En el primer caso, el otoño (temperatura media de marzo, abril y
mayo) es 0,1° más frío que la primavera (tempe ratura media de septiembre.octubre y noviem
bre). En cambio, en el segundo caso la primavera es 1,7° más fría.
tE varía significativamente por hora y por mes, pero el anova no detecta interacciones entre ambas variables independientes (Tabla 2- a). Existen diferencias significativas entre los valores medios horariosy los mensuales (Tabla 2- b). La varianza debida al factor mes esmayor que la debida al factor hora y presenta valores mucho más próximos a la varianza de la temperatura real que a la del viento (Tabla 2-c).
Las variaciones a lo largo del día
equivalen al concepto de "diurnalidad" (D) y las variacionesalolargodelañoalde"estacionalidad" (E). (Wace, 1990).
Coincidiendo con las Fig. 1 y 2, la Tabla 3 muestra que la diurnalidad deTesmucho menor que su estacionalidad. La diferencia es aún más marcada considerando tE.
Aunque en menor medida, E tam
bién disminuye cuando T es reemplazada por tE. La forma más simple de expresar la oscilación anual de la temperatura es la "amplitud térmica anual" (A) considerada como uno de los paráme tros básicos de evaluación de la continentalidad de un clima.
Como en el caso de E, A también
disminuye cuando se la calcula con tE (Tabla 3). Obviamente, esta disminución trae aparejadas variaciones en los índices climáticos donde apa rezca A: los de continentalidad disminuyen y
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meses
FMAMJJASOND
6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
horas
Fig. 2.- Marcha comparada de las temperaturas medias reales (T) y las equivalentes (tE): A) oscilación anual B) oscilación diaria
EL VIENTO COMO MODIFICADOR DE LAS TEMPERATURAS 117
aumentan los de oceanidad. Se trata de diversas expresiones del mismo fenómeno de aumento de la sensación de homogeneidad del clima patagónico por efectos del viento. Por otra parte, ya ha sido señalada la influencia del viento en
reducir la oscilación diaria de las temperaturas en la región (Coronato, 1994).
Utilizando datos de temperatura tomados cada 6 horas,Wace (1990) obtuvo para Punta Arenas valores de E = 218, D = 102 y C =
241. En el presente trabajo, los mismos paráme tros calculados en base al diagrama de termoiso- pletas de Endlicher y Santana (1988), con datos térmicos cada 2 horas, son muy similares, difi riendo con aquellos 3,4% en promedio. En cam bio, si se consideran los valores de E, D y C calculados con tE, la ubicación de Punta Arenas en la ordenación térmica deWace (1990) cambia sensiblemente. Los valores de E, D y C se reducen 10% en promedio y Punta Arenas pasa a ubicarse
muy cerca de Puerto Stanley (Islas Malvinas) o de la Isla Chatham (Nueva Zelandia), lo que signi fica un desplazamiento hacia condiciones bastan te más oceánicas.
CONCLUSIONES
En la Patagonia oriental los perío dos de mayor temperatura media, en el día o en
el año, suelen ser también los de mayor velocidad media del viento. Por esta causa, el enfriamiento
producido por el viento aumenta durante esos
períodos. Esta circunstancia determina que el
rango de variación de las temperaturas equiva lentes sea menor que el de las temperaturas reales, ya de por sí bastante reducido en el extremo sur de la región.
De esta manera el clima del área es
percibido como más fresco y aún más oceánico de lo que en realidad es. Por otra parte, las tempera turas equivalentes aquí presentadas, constituyen una aproximación a las condiciones climáticas a las que está sometido el ecosistema, fuera del
abrigo meteorológico.
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