ANS. 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 fuecalculado en 1,6°C Las oscilaciones diarias y anuales de las temperaturas equivalentes fueronanalizadas siguiendo la metodología deWace (1990). Los resultadosmuestran que el viento acentúalas características oceánicas del régimen térmico del área, las que fueron cuantificadas medianteíndices 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 Dailyand annual variations of equivalent temperatureswere analyzed according to theWacemethod (Wace1990). Results show that oceanic features in the thermal regime of that área are enhanced becauseof 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 autores 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 influencia del viento en la percepción de las temperaturas en la región.

Las primeras evaluaciones del enfriamiento producido por el viento fueron hechasporSipley Passel en 1945. Court(1948) introdujo algunas modificaciones a ese modelo. Conposterioridad aparecieron otros más sofisticados(Steadman, 1971) pero a pesar de ciertas críticas

112 FERNANDO R. CORONATO

(Dixon, 1991; Rees, 1993) la fórmula de Courttiene la ventaja de su sencillez en el cálculo de la

pérdida de calor que sufre la piel humana expuesta a condiciones dadas de temperatura ambiente

y viento. Este concepto de "pérdida de calor

equivalente" (a una temperatura menor pero conviento en calma o muy suave) es conocido como

sensación térmica, temperatura sensible o temperatura equivalente (tE).

En regiones ventosas como la Pata

gonia, las tE pueden ser bastante menores quelas temperaturas reales y dada la persistenciadel fenómeno, convertirse en un factor bioclimá-tico importante. (Weischet, 1985; Tuhkanen, eíal 1990)

El efecto del viento al reducir la

capa límite determina que los organismoshomotérmicos deban aumentar su inversión ener

gética para compensar la pérdida suplementariade calor. Los vegetales también ven disminuidasu capacidad de acumular radiación y su temperatura tiende a igualar a la del aire (Nobel, 1 98 1).Weischet (1985) destaca la amplitud de este

fenómeno en la Patagonia, especialmente desfavorable durante el verano.

Aunque ya en 1947, Knoche yBorzacov consideraban a la tE como un elemento climático importante en el extremo sur deAmérica, el primer intento de cuantificar esteelemento en la Patagonia, fue llevadoa cabo porHoffmann y Medina (1971), quienes reconocen

resultados insatisfactorios para el área. Zamora

y Santana (1979) subrayan la importancia delviento en el clima regional por "su efecto de

rebajar notablemente las temperaturas".Hoffmann y Núñez (1981) estiman que parael conjunto de la Patagonia, el viento disminuyela apreciación de las temperaturas máximas entre3 y 5o. Por su parte Coronato (1993) encontróun valor similar (4,2°) para el enfriamiento producido por el viento en la percepción de lastemperaturas medias anuales en el conjunto de laPatagonia.

Por otra parte, el viento no sólodetermina una disminución en la sensación térmica sino que, dada la coincidencia de los períodos de mayor temperatura con los de mayorvelocidad del viento (Prohaska, 1976yTuhkanen,1992), determinan también una reducción de la

amplitud diaria y anual de tE, que acentúa lascaracterísticas oceánicas del régimen térmico del

sur del área.

Obviamente, la cuantificación delas condiciones térmicas fuera del abrigo meteorológico debe incluir, no sólo las pérdidas decalor 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 susobjetivos: a) contar con una evaluación másdetallada de las tE medias en- Punta Arenas

(Chile)(53°08'S; 70°53'W) considerado un puntorepresentativo de las condiciones térmicas deloriente de la Patagonia austral y b) reflejar cómolas tEmodifican la percepción de I a homogeneidaddel clima a través de los índices de continentalidad.

MATERIALES Y MÉTODOS

Los datos de las temperaturas medias horarias (T) correspondientes a la serie 1 975-

86, fueron tomadosde Endl icher y Santana (1988).Si bien existen datos para series más largas seprefirió basar este trabajo en la mencionada,porque su período incluye al de la serie de datosde velocidad media horaria del viento (V), quefueron tomados de la misma fuente, pero correspondiendo a mediciones hechas a 7 m sobre elnivel del suelo, por lo que debieron ser reducidosa l,50m de altura para obtener valores bioclimá-ticamente representativos. La reducción se hizomediante la ecuación (1) (Sellers, 1965).

El cálculo de las temperaturas equivalentes (tE) fue hecho empleando la ecuación (2)(Rees 1993) derivada de Court (1948), que considera que vientos con velocidad inferior a 2,2 m/s no producen pérdida de calor suplementaria. Eneste trabajo se consideró que por debajo de eseumbral coinciden las temperaturas reales y lasequivalentes. Por tratarse de una función cuadrática, la cuantificación rigurosa de tE exigiría eluso de valores instantáneos de viento y temperatura, para calcular los promedios posteriormente. Sin embargo en Punta Arenas, T y V se sitúandentro del rango en el cual la ecuación (2) se

comporta casi linealmente (r=0,99) por lo quepuede trabajarse con ellos sin cometer errores

significativos (Coronato, 1993).Con los valores medios horarios de

tE se construyó el diagrama de termoisopletasequivalentes, 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 metodología de Wace (1990). Según ésta, los datos detE se ubican en una matriz hora x mes, en la quese trazan las isolíneas con una equidistancia de1°C. El número de intersecciones de estas isolíneascon una grilla sobreimpuesta de 12 x 12 (2 horasx mes), es una medida de las fluctuaciones deacuerdo con E, (líneas horizontales) o con D,(líneas verticales).

Para alcanzar el segundo objetivode este trabajo, se calcularon los índices de continentalidad de Borisov y de Conrad y el deoceanidad 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 alturax (en m/s)Vr = velocidad del viento a la alturade registroz = parámetro de rugosidad; alturaa la cual la velocidad es cero. Seconsideró z=0,20 m de acuerdocon la vegetación del área.

(2) (Rees, 1993)

tE = 33-(33-T)(0,390 + 0,473Vy2 -

0,043V)donde tE = temperatura equivalente (°C)

T = temperatura real (°C)V = velocidad del viento (m/s)

RESULTADOS

Los valores medios de temperaturas 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 todoslos casos de correlaciones altamente significativas.

La Figura 2-a compara la marcha

Tabla 1

Matriz de correlación entre las variables(valores medios horarios)

T = temperatura,V = velocidad del viento,tE = temperatura equivalente,8= enfriamiento (T-tE).

T V tE 6T 1,000 0,687 0.922 0,595V 1,000 0,356 0,979tE 1,000 0,2388 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 Tabla2.

Tabla 2Análisis de la variancia temporal de tE

a) Anova doblevía fuente devariación S.C. G.L. F sig.mes

horaresidual

1041,2383,8816,07

1111

121

712,657,4

0,0000,000

total 1141,18 143

b)Anova deuna vía

fuentede variación S.C. G.L. F sig.inter gruposintra grupos

0,0093,71

122

0,0 0,997

c) Varianza netafactor V T tEmes (E)hora (D)

2,32,3

8,34,5

7,92,2

LaTabla 3 presenta la comparaciónde 1os parámetros e indi ees cl i máti eos, cal cul adoscon datos de T y de tE.

114 FERNANDO R. CORONATO

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EL VIENTO COMO MODIFICADOR DE LAS TEMPERATURAS 115

Tabla 3

Comparación de parámetros e índices climáticos(calculados con T y tE)

Punta Arenas: latitud S =0 = 53°08'T

Valor medio anualamplitud anual

(A=enero julio)dif. otoño-primav.(dOP=abr.-oct . )

E (Estacionalidad)D (Diurnalidad)

tE dif.6,2° 4,7° -1,6°

8,3° 7,9° -0,4°

-0,1° 1,7° +1,8°

198 170 -140/o109 68 -38%

índices deContinentalidad (C):Borisov, C=(A/0). 100 16,2 14,9 -8%Conrad, C={1,7 A/sen(0+ 10°)}-14 1,82 1,06Wace, 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 manifiestan tanto en los valores aislados, como en lamarcha 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), demanera que el enfriamiento medio debido alviento (8) sigue las oscilaciones diarias y/o anuales de V. Por su parte, tE está más correlacionadacon T (r=0,92).

Existe además una buena correlación directa (r=0,69) entre los valores medioshorarios deV y de T, por lo que puede decirse queel enfriamiento (8) aumenta a mayores temperaturas (r=0,60). Este fenómeno es comparable encierta manera a una autorregulación de la temperatura y constituye una de las explicaciones másclaras a las singularidades térmicas del clima delsur patagónico. Sin embargo es obvio que lascondiciones instantáneas de V y T pueden implicar una dispersión muchomayor de los valores detE.

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 presentaademás un defase aparente en la segunda mitaddel año, cuando se registran los mayores valoresde V. Este enfriamiento primaveral tiene importantes consecuencias climatológicas puesto quela curva de tE adopta la asimetría propia de unrégimen térmico oceánico. Esto queda cuantifi-cado en el índice de oceanidad de Von Kerner,que incluye en su cálculo la diferencia térmicaentre los meses de abril y octubre. En el caso dePuntaArenas, la diferencia cambia de signo segúnse trabaje con T o con tE. En el primer caso, elotoño (temperatura media de marzo, abril y

mayo) es 0,1° más frío que la primavera (temperatura media de septiembre.octubre y noviem

bre). En cambio, en el segundo caso la primaveraes 1,7° más fría.

tE varía significativamente por horay por mes, pero el anova no detecta interaccionesentre ambas variables independientes (Tabla 2-a). Existen diferencias significativas entre losvalores medios horariosy los mensuales (Tabla 2-b). La varianza debida al factor mes esmayor quela debida al factor hora y presenta valores muchomás próximos a la varianza de la temperatura realque a la del viento (Tabla 2-c).

Las variaciones a lo largo del día

equivalen al concepto de "diurnalidad" (D) y lasvariacionesalolargodelañoalde"estacionalidad"(E). (Wace, 1990).

Coincidiendo con las Fig. 1 y 2, laTabla 3 muestra que la diurnalidad deTesmuchomenor que su estacionalidad. La diferencia es aúnmás marcada considerando tE.

Aunque en menor medida, E tam

bién disminuye cuando T es reemplazada por tE.La forma más simple de expresar la oscilaciónanual de la temperatura es la "amplitud térmicaanual" (A) considerada como uno de los parámetros básicos de evaluación de la continentalidadde un clima.

Como en el caso de E, A también

disminuye cuando se la calcula con tE (Tabla 3).Obviamente, esta disminución trae aparejadasvariaciones en los índices climáticos donde aparezca A: los de continentalidad disminuyen y

116 FERNANDO R. CORONATO

12°n

10o-

8C

A 6o-

0C -\ 1 1 1 i 1 1 r -\ r

meses

FMAMJJASOND

10°-i

8o-

B

4o-

2°-

0 2 4

~

i—

j | j | i | | |

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 diversasexpresiones del mismo fenómeno de aumento dela sensación de homogeneidad del climapatagónico por efectos del viento. Por otra parte,ya ha sido señalada la influencia del viento en

reducir la oscilación diaria de las temperaturas enla región (Coronato, 1994).

Utilizando datos de temperaturatomados cada 6 horas,Wace (1990) obtuvo paraPunta Arenas valores de E = 218, D = 102 y C =

241. En el presente trabajo, los mismos parámetros calculados en base al diagrama de termoiso-pletas de Endlicher y Santana (1988), con datostérmicos cada 2 horas, son muy similares, difiriendo con aquellos 3,4% en promedio. En cambio, si se consideran los valores de E, D y Ccalculados con tE, la ubicación de Punta Arenasen la ordenación térmica deWace (1990) cambiasensiblemente. Los valores de E, D y C se reducen10% en promedio y Punta Arenas pasa a ubicarse

muy cerca de Puerto Stanley (Islas Malvinas) o dela Isla Chatham (Nueva Zelandia), lo que significa un desplazamiento hacia condiciones bastante más oceánicas.

CONCLUSIONES

En la Patagonia oriental los períodos de mayor temperatura media, en el día o en

el año, suelen ser también los de mayor velocidadmedia 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 equivalentes sea menor que el de las temperaturasreales, ya de por sí bastante reducido en elextremo sur de la región.

De esta manera el clima del área es

percibido como más fresco y aún más oceánico delo que en realidad es. Por otra parte, las temperaturas equivalentes aquí presentadas, constituyenuna aproximación a las condiciones climáticas alas que está sometido el ecosistema, fuera del

abrigo meteorológico.

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