Clima alpino

Clima alpino es el tiempo (clima) típico de las elevaciones por encima del límite de los árboles, donde los árboles no crecen debido al frío. Este clima también se conoce como clima de montaña o clima de montaña.

Definición

Existen múltiples definiciones de clima alpino.

En la clasificación climática de Köppen, los climas alpino y de montaña forman parte del grupo E, junto con el clima polar, donde ningún mes tiene una temperatura media superior a 10 °C (50 °F).

Según el sistema de zonas de vida de Holdridge, hay dos climas montañosos que impiden el crecimiento de los árboles:

a) el clima alpino, que ocurre cuando la biotemperatura media de un lugar está entre 1,5 y 3 °C (34,7 y 37,4 °F). El clima alpino en el sistema Holdridge es aproximadamente equivalente a los climas de tundra (ET) más cálidos del sistema Köppen.

b) el clima de álvar, el clima de montaña más frío ya que la biotemperatura está entre 0 °C y 1,5 °C (la biotemperatura nunca puede ser inferior a 0 °C). Corresponde más o menos a los climas más fríos de la tundra y también a los climas de las capas de hielo (EF).

Holdrige razonó que la productividad primaria neta de las plantas cesa cuando las plantas quedan inactivas a temperaturas inferiores a 0 °C (32 °F) y superiores a 30 °C (86 °F). Por lo tanto, definió la biotemperatura como la media de todas las temperaturas, pero con todas las temperaturas bajo cero y superiores a 30 °C ajustadas a 0 °C; es decir, la suma de las temperaturas no ajustadas se divide por el número de todas las temperaturas (incluidas las ajustadas y las no ajustadas).

La variabilidad del clima alpino a lo largo del año depende de la latitud del lugar. En lugares oceánicos tropicales, como la cumbre de Mauna Loa, la temperatura es más o menos constante durante todo el año. En lugares de latitud media, como el Monte Washington en New Hampshire, la temperatura varía según la estación, pero nunca llega a ser muy cálida.

Causa

El perfil de temperatura de la atmósfera es el resultado de una interacción entre la radiación y la convección. La luz del sol en el espectro visible llega al suelo y lo calienta. Luego, el suelo calienta el aire en la superficie. Si la radiación fuera la única forma de transferir calor del suelo al espacio, el efecto invernadero de los gases en la atmósfera mantendría el suelo a aproximadamente 333 K (60 °C; 140 °F) y la temperatura disminuiría exponencialmente con la altura.

Sin embargo, cuando el aire está caliente, tiende a expandirse, lo que reduce su densidad. Por tanto, el aire caliente tiende a ascender y transferir calor hacia arriba. Este es el proceso de convección. La convección llega al equilibrio cuando una masa de aire a una altitud determinada tiene la misma densidad que su entorno. El aire es un mal conductor del calor, por lo que una porción de aire subirá y bajará sin intercambiar calor. Esto se conoce como proceso adiabático, que tiene una curva característica presión-temperatura. A medida que la presión disminuye, la temperatura disminuye. La tasa de disminución de la temperatura con la elevación se conoce como tasa de caída adiabática, que es de aproximadamente 9,8 °C por kilómetro (o 5,4 °F por 1000 pies) de altitud.

La presencia de agua en la atmósfera complica el proceso de convección. El vapor de agua contiene calor latente de vaporización. A medida que el aire asciende y se enfría, eventualmente se satura y no puede retener su cantidad de vapor de agua. El vapor de agua se condensa (formando nubes) y libera calor, lo que cambia la tasa de caída de la tasa de caída adiabática seca a la tasa de caída adiabática húmeda (5,5 °C por kilómetro o 3 °F por 1000 pies). La tasa de caída real, llamada tasa de caída ambiental, no es constante (puede fluctuar a lo largo del día o estacionalmente y también regionalmente), pero una tasa de caída normal es de 5,5 °C por 1000 m (3,57 °F por 1000 pies). Por lo tanto, ascender 100 metros (330 pies) en una montaña equivale aproximadamente a avanzar 80 kilómetros (50 millas o 0,75° de latitud) hacia el polo. Sin embargo, esta relación es sólo aproximada, ya que factores locales, como la proximidad a los océanos, pueden modificar drásticamente el clima. A medida que aumenta la altitud, la principal forma de precipitación es la nieve y los vientos aumentan. La temperatura sigue bajando hasta la tropopausa, a 11.000 metros (36.000 pies), donde no baja más. Esto es más alto que la cumbre más alta.

Distribución

Aunque esta clasificación climática sólo cubre una pequeña porción de la superficie de la Tierra, los climas alpinos están ampliamente distribuidos. Están presentes en el Himalaya, la meseta tibetana, Gansu, Qinghai, los Alpes, los Pirineos, la Cordillera Cantábrica y la Sierra Nevada en Eurasia, los Andes en América del Sur, la Sierra Nevada, las Montañas Cascade, las Montañas Rocosas, las las Montañas Apalaches del norte (Adirondacks y Montañas Blancas) y el cinturón volcánico Transmexicano en América del Norte, los Alpes del Sur en Nueva Zelanda, las Montañas Nevadas en Australia, las altas elevaciones de las Montañas Atlas y las Tierras Altas Orientales de África, y las montañas centrales partes de Borneo y Nueva Guinea y las cumbres del Monte Pico en el Atlántico y Mauna Loa en el Pacífico.

La altitud más baja del clima alpino varía dramáticamente según la latitud. Si el clima alpino se define por la línea de árboles, entonces ocurre a tan solo 650 metros (2130 pies) a 68°N en Suecia, mientras que en el Monte Kilimanjaro en Tanzania, la línea de árboles está a 3950 metros (12960 pies).