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Ttulo de la coleccin ATLAS TEMTICOS

Texto e ilustracin 1996 IDEA BOOKS, S.A.

Redaccin / Rafael Candel Vila,Catedrtico de Universidad

Actualizacin 1998 / Francesc Figuerola Sacasas, geogrfo

Ilustraciones / Joaqun de V.M. de Castellar Bertrn, Montserrat Fabra Hernndez, Carlos Gutirrez Marn, Martn Martnez Navarro, Santiago Prevosti Pelegrn, Jos M.a Thomas- Domnech

Fotografas / Observatorios del Ebro (Tortosa) y la Cartuja (Granada), y archivos fotogrficos del S.E.F. y del autor.

Diseo de la cubierta / Lluis Llad Teixid

Printed n Spain byEmeg, Industria Grfica, Barcelona

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METEOROLOGA

ID EA B O O K S , S .A .

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S i g n o s c o n v e n c i o n a l e s m s u t i l i z a d o s

NUBOS I DAD

Octavos de cielo cubiertos O 0 (B3 0 O 0 1 2 3 4 5 6 7 8 Ci el o oculto

TIPOS DE NUBES

Cirros

Cirrostratos

Altocmulos

Z L Altostratos

Estratocmulos

Nimbostratos

^ ^ Cmulos

Cmulos congestus"

a Cumulonimbos

FRENTES

INTENSIDAD DE LA LLUVIA

Zona de lluvia

%Zona de lluvia

l l l l l l l i COn,mUa intermitente J 1 t n 1 t 1 1 l - 1J.Lluvia o llovizna reforzada por la orografa o los agentes dinmicos

o-

Calma1 a 2 nudos

3 a 7 8 a 12

13 a 17

18 a 22 nudos

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28 a 32

^ 48 a 52 nudos

" T ? 53 a 57

58 a 62

OTROS METEOROS

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Nitrgeno Oxgeno

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Fig. 1 - Composicin relativa, en peso. Fig. 2 - Composicin relativa, en volumen.

Fig. 3 - La troposfera tiene triple espesor en el ecuador que en los polos.

km

14 13

12 11

10 9

* 8

f 7 65

4

32

1

Fig. 5 - Ascensin del globo estratosfrico a bordo del cual Stevens y Anderson (E.U.A.) alcanzaron la altura de 22.066 m el 11 de noviembre de 1935 .

-60 -40 -20 0 20 40Temperatura en C

Fig. 4 - Variacin de la temperatura con la altitud en la baja atmsfera.

Troposfera

Inversin

Inversin junto suelo

Estratosfera

Tropopausa

Fig. 6 - Malcolm D. Ross y M. Lee Lewis (E.U.A.) en la barquilla del Strato-Lab, con el cual alcanzaron 23.165 m de altura el 8 de noviembre de 1956.

LA ATM SFERA9www.FreeLibros.me

La atmsfera

LA IONOSFERA

Hacia 1902, Kenelly y Heaviside, independien- / temente, demostraron la existencia de unas ) capas atmosfricas fuertemente ionizadas, en (, las cuales se pudo comprobar ms tarde que se ) reflejaban las ondas hertzianas de las emisiones \ radiofnicas (vase A/1). El enrarecimiento del / aire en esta regin es considerable: la presin es ) del orden de la millonsima parte de la presin C atmosfrica normal al nivel del mar. Por la accin de los rayos solares, las capas reflejantes S se dilatan y se produce el desdoblamiento de las ( capas F, y F2 (fig. 1), debido a lo cual la trans- ) misin de las ondas radioelctricas -sobre todo \ las ondas cortas en ellas reflejadas- es ms satis- / factora de noche que durante las horas de inso- \ lacin. El desvanecimiento brusco de las ondas ( de T.S.H. (oscurecimiento o "fading") se produce como consecuencia de erupciones de la ero- \ mosfera solar. Las explosiones nucleares se / manifiestan a modo de ondas de choque, con ) variacin de la frecuencia de las ondas hertzia- ( as al elevarse o ascender la capa reflejante / (efecto Doppler). Un origen ms complejo pue- \ den tener los llamados "parsitos atmosfricos", (' estudiados por el profesor Jos Balt Elias.La elevada temperatura que reina en la ionos- ( fera le ha valido el nombre de termosfera (vase / A/1). Al profesor Alfred Kastler (premio Nobel S de Fsica, 1966), con sus colaboradores, se ; debe la conclusin de que esta temperatura tan ) alta est producida por la absorcin de la energa solar por el ozono. Segn este mismo inves- / tigador, el oxgeno, sea molecular o atmico, ) en la capa E, e igualmente ocurre con el nitro- ( geno molecular o atmico en las capas F, fue- / ron ionizados por las radiaciones solares, causa \ tambin de las auroras polares y de los fen- / menos en la magnetosfera (A/4).La investigacin de la ionosfera se efecta por \ medio de sondeadores apropiados, como el J que posee en Tortosa (Tarragona) el Observato- \ rio del Ebro, dirigido en un tiempo por el R.P. Antonio Roma, S. J. (figs. 2 y 3). Desde 1965, )en el campo de Arenosillo (Huelva), se lanza- \ ron cohetes, que llegaron hasta los 180 km de / altitud, con el objeto de contribuir al conoc- \ miento de esta regin, que est fuera del alean- ( ce de los globos-sonda meteorolgicos (F/3). )Los rayos csmicos consisten en ncleos atmi- \ eos, principalmente de hidrgeno (protones), y / otras partculas llamadas mesones e hiperiones, ) animados de una velocidad anloga a la de la ( luz. Su accin sobre los seres vivos sera funesta } si no fuesen detenidos por la alta atmsfera. En su \

estudio se destac el catedrtico de la Universidad de Madrid, Dr. Arturo Duperier (t 1959). Segn Fermi proceden del espacio interestelar, mientras que otros los suponen originados por las erupciones solares y son atrados por el campo magntico de nuestro planeta (A/4). Los rayos csmicos, al chocar con los ncleos de los tomos del aire, los desintegran y originan una radiacin secundaria a modo de chaparrones de partculas de actividad creciente. Su presencia se registra mediante cmaras de ionizacin y tambin observando en placas fotogrficas las explosiones nucleares que producen (fig. 4).Las nubes noctilucentes (fig. 5), que hemos definido en A/1, y a las cuales nos volveremos a referir en E/1, aparecen hacia los 80 km de altitud durante los meses de verano en las latitudes elevadas de ambos hemisferios. Se mueven horizontalmente a ms de 600 km/h, a causa de un viento que produce en ellas ondulaciones, con crestas de 20 km de separacin y varios km de profundidad. Las partculas que constituyen estas nubes se recogen sobre nitro- celulosa y otras materias adhesivas: su tamao oscila entre 0,05 y 0,5 micrones de dimetro. Su composicin, principalmente a base de nquel, indica su origen extraterrestre.Las auroras polares (fig. 6) consisten en sorprendentes iluminaciones en el seno de los gases enrarecidos de la alta atmsfera por la accin de los rayos catdicos procedentes del Sol, en las fechas de su mayor actividad. Este

, fenmeno, aunque a escala planetaria, es comparable a la luminiscencia coloreada que se produce por medio de descargas de alto voltaje en los tubos de los anuncios luminosos al nen. En la alta atmsfera se deben a la presencia de oxgeno monoatmico y tambin de nitrgeno, segn ha demostrado el estudio espectroscpico de las auroras efectuado por los investigadores noruegos L. Vegard, Cari Strmer y Kristian Birkeland y el canadiense Me. Lennan, siendo de rigor la existencia de un campo magntico intenso (efecto Zeeman). Estos rayos catdicos, en efecto, son atrados por los polos terrestres (A/4): esto explica la frecuencia mayor de este fenmeno en las regiones nrdicas y por esto se ha llamado aurora boreal. El fenmeno llega a ser tan intenso que se propaga a latitudes ms bajas, hasta Marruecos, como la aurora del 25 de enero de 1938. Pero tambin se producen auroras australes, en las latitudes elevadas del hemisferio S, como las que fueron observadas en la Tierra del Fuego por la expedicin naval espaola dirigida por Alejandro Malaspina (1794).

ATLAS DE M ETEO R O LO G A10www.FreeLibros.me

I * 0 ( 7i o n o s f e r a

Fig. 1 - Desdoblamiento de las capas F, y F2 de la ionosfera bajo la accin de los rayos solares.

Fig. 2 - Sondeador ionosfrico del Observatorio del Ebro: torres metlicas de 30 m de altura que sostienen las antenas.

Fig. 3 - Equipo sondeador. Se compone de generador de impulsos, y del receptor, una vez reflejados en la ionosfera.

Fig. 4 - Explosin nuclear producida por un rayo csmico.

Fig. 6 - Auroras boreales (segn el profesor C. Strmer). A, arco homogneo. B, arco radiado. C, aurora en corona. D. aurora radiada.

Fig. 5 - Nube noctilucente, a medianoche. Altitud, 80 km. (De una fotografa en Estocolmo 1959.)

LA ATM SFERA11www.FreeLibros.me

La atmsfera

EL OZONO ATMOSFRICO ) gases inertes que no reaccionan con otros com-\ "puestos y llegan a la estratosfera; all la radia-

Como se ha apuntado en el apartado A/2, la / cin ultravioleta los rompe quedando el cloro estratosfera es una capa atmosfrica en que la ) libre, el cual destruye el 0 3, dando 0 2 y mon- temperatura aumenta con la altitud. Eso se \ xido de cloro (CIO); por otros complicados prodebe a la concentracin del ozono, un gas que / cesos el cloro vuelve a quedar libre y empieza absorbe parte de la radiacin emitida por el de nuevo el proceso de destruccin del ozono. Sol. La mxima concentracin del ozono se ( Se calcula que cada tomo de cloro puede per- encuentra hacia los 25 km de altitud, por lo / manecer algunas dcadas en la estratosfera y que se puede hablar de la capa de ozono u ) destruir ms de cien mil molculas de ozono. ozonosfera. ( Aunque los CFC son los principales responsa-La capa de ozono es indispensable para la vida / bles de la reduccin de la capa de ozono, tam- en la Tierra ya que filtra buena parte de la radia- ) bin se ha demostrado, por un lado, que las cin ultravioleta procedente del Sol, concreta- ( grandes erupciones volcnicas tienen efectos mente la ultravioleta corta, capaz de destruir / negativos sobre el ozono estratosfrico, y, por bacterias y tejidos animales. De esta manera la ) otro, que la perturbacin de vientos por mon- ozonosfera acta como un escudo, llegando ( taas considerables induce movimientos estra- solamente a la superficie terrestre la radiacin / tosfricos que se traducen en la reduccin de la ultravioleta menos daina, y que es la respon- ) concentracin oznica. Estudios hechos pre- sable del bronceado de la piel, aunque incluso \ vn que si las emisiones de CFC continan al una exposicin prolongada a sta, puede pro- / ritmo del ao 1977, en el siglo xxi la disminu- ducir quemaduras y hasta cncer de piel. cin del ozono estratosfrico ser del orden delEl ozono es un gas inestable y de olor pene- ( 2 al 4 %.trante semejante al del marisco (su raz provie- / La desaparicin de la ozonosfera podra incidir ne del griego ozo, "que huele"). Est formado \ en un aumento de cataratas y de cncer de piel, por 3 tomos de oxgeno: 0 3. Se produce por la ( as como de casos de ceguera animal; tambin accin de la radiacin solar sobre el oxgeno: ) supondra la desaparicin de ciertas formas de esta radiacin divide la molcula de oxgeno vida acutica, la reduccin de los campos de(0 2) en sus dos tomos (O), reaccionando cada cultivo de varias plantas, y el incremento deluno de los tomos de oxgeno resultantes con / efecto invernadero. Ante la gravedad de la situa- otra molcula de oxgeno, dando 0 3. Posterior- \ cin, 80 estados acordaron en Helsinki en nayo mente la propia radiacin solar disocia (fotodi- ( de 1989 suprimir la fabricacin y utilizacin de sociacin) el ozono, destruyndolo en 0 2 y O. los CFC antes del ao 2000. En 1996 entr en En este proceso de creacin y destruccin del vigor el acuerdo en los pases ms desarrollados, ozono (de forma natural) se absorbe radiacin ( Mientras en la estratosfera est disminuyendo de onda corta entre 0,12 y 0,29 pm (fig. 1), que i la concentracin del ozono, en la troposfera corresponde a la ultravioleta ms peligrosa. \ ocurre el proceso inverso, sobre todo en las Ya hemos visto el alto valor que tiene el ozono ; reas urbanas. A medida que las grandes ciu-para la vida en la tierra. Pero adems, el inters , dades han do creciendo, tambin lo hanpor este gas se ha visto incrementado ante la \ hecho las emisiones de gases contaminantes disminucin estacional de la capa de ozono , "primarios" (procedentes del trfico rodado, la sobre la Antrtida y posteriormente en el rtico ) actividad industrial, etc.) convirtindose en un (figs. 2a, 2b). Desde hace unos aos, se viene \ inmenso vertedero. Estos gases reaccionan observando una merma del ozono estratosfri- / entre s dando nuevos productos: contaminan- co en estas reas (Antrtida sobre todo) duran- y tes "secundarios", en el caso de los xidos de te su invierno y primavera. Aunque su estudio \ nitrgeno (NOx) y los compuestos orgnicos es muy reciente, parece ser que los gases CFC, voltiles, su contacto con la radiacin solar o clorofluorocarburos (componentes sintticos } produce otros gases, entre los que destaca el que contienen tomos de cloro, flor y carbo- \ ozono. El ozono troposfrico, principal conta- no), utilizados en los sprays, frigorficos, etc., , minante del smog fotoqumico (lm. C/6), pro- as como las emisiones de N20 , xidos de } voca irritacin ocular y del aparato respiratorio, nitrgeno (NOx), etc., procedentes de la avia- \ dolores de cabeza, etc.; tambin puede daar cin y de las explosiones nucleares, son los res- / seriamente la vida animal y vegetal, as como ponsables de esta reduccin. Los CFC son } reforzar el efecto invernadero.

ATLAS DE M ETEO R O LO G A12www.FreeLibros.me

Lamagnefosfera R / 4

0 2 + fotn 2 0 . . . ^ O 2 +Oj + M (M1 catalizador), (0,12 - 0 ,20 |im) O + fotn-> -02 +Oi (0,20 - 0,29 pm)

Arriba: proceso de form acin del ozono. Abajo: proceso de destruccin del ozono.

CFC

El fuerte crecimiento de las zonas urbanas provoca contaminacin atmosfrica. En muchas ciudades, el "smog", que tiene altas

concentraciones de ozono, es fuente de afecciones oculares y respiratorias pero, paradjicamente, tambin protege a los

urbanitas frente al problema ambiental del agujero de la capa

139 Microgramos / m de ozono.139 139 139

1800 1900 2000

Ao

Imagen de satlite que muestra el agujero de ozono en el hemisferio norte.

LA ATMOSFERA13www.FreeLibros.me

F a c t o r e s d e l t i e m p oLa observacin de la atmsfera, en un lugar y momento dados, nos permite conocer cul es la temperatura del ambiente, la presin atmosfrica, la humedad del aire, etc., factores cuyo conjunto integra el concepto de tiempo. ste se define como el estado de la atmsfera en un lugar y momento determinados. En este ATLAS, de un modo preferente nos ocuparemos de los factores del tiempo, de su evolucin, de la posibilidad de predecir sus cambios y hasta de aminorar sus adversidades: estos temas constituyen el objeto de la Meteorologa.No se debe confundir el concepto de tiempo con el de clima, que se refiere al estado medio de la atmsfera en un lugar dado, conocindose despus de una larga serie de observaciones durante diez aos como mnimo, y en general de 35 aos (ciclo de Brckner). Se aplican los mtodos estadsticos a los datos reunidos y se deducen despus los promedios o valores normales, con el fin de precisar los lmites extremos. De un modo sinptico trataremos de la evolucin de los fenmenos meteorolgicos a lo largo del ao y de la vasta geografa mundial (lminas B/2, C/6, D/4, F/4, F/5, F/6, F/7, G/5, etc.), como fundamento de la Climatologa o estudio de los climas, de su distribucin geogrfica y sus tipos principales (lminas J/1 a J/4).Como premisa indispensable debe tenerse presente que todas las propiedades fsicas y mecnicas del aire atmosfrico coexisten de un modo indisoluble y estn ligadas unas con otras por leyes que establecen su dependencia mutua, y slo conveniencias de mtodo aconsejan la distincin entre los factores del tiempo.

LA TEMPERATURALa sensacin de calor o de fro figura en primer lugar entre todas las que recibe nuestro organismo. La atmsfera y el suelo absorben una parte de las radiaciones luminosas y calorficas procedentes del Sol, mientras que otra parte de stas se reflejan y se pierden en el espacio (fig. 1). Se llama constante solar al nmero de caloras- gramo por minuto que recibe la Tierra en su conjunto por centmetro cuadrado de su superficie. Se evala en 1,94 por trmino medio. Vara segn la mayor o menor actividad solar, cuyo ciclo es de 11 aos. Se llama albedo a la fraccin de la radiacin solar que se refleja por la Tierra, atribuyndose a su valor medio de 0,34 a 0,45, o sea entre un tercio y casi la mitad de la radiacin incidente. En la Luna, el porcentaje de la luz solar reflejada vara entre 7 y 10 por 100.

) El nmero de caloras-gramo que se reciben \ diariamente en la Tierra por cm2 vara entre 0 y

1.150, segn la latitud y la poca del ao. La ) fig. 2 nos da las curvas correspondientes al ( ecuador o a una localidad intertropical; a los ) 40 de latitud N, o sea a una regin templada, \ y, finalmente, a los 80 de latitud N, o sea a una ( regin fra con noche polar, es decir con un ) perodo del ao en que no recibe radiacin

C solar alguna. En el hemisferio austral, estas cur- / vas tendran forma de U.S En este resultado influye la mayor o menor obli- ( cuidad de los rayos solares y el nmero de

horas diarias de insolacin, que vara con la \ latitud y la estacin del ao (flgs. 3, 4 y 6), lo / cual explica las variaciones trmicas anuales ; (im. B/2). Este fenmeno se debe a la inclina-

( cin del eje terrestre. En las bajas latitudes, con / rayos solares casi perpendiculares, la cantidad \ de calor recibida supera considerablemente a / la que se pierde por irradiacin y reflexin, y se ) acumulara si no fuera por los movimientos del ( aire (vase lms. F/4, F/5 y F/6).

TERMMETROS\ La medida de temperaturas con fines meteoro- ( lgicos se ajusta a ciertas reglas, adoptadas con

carcter internacional. Las lecturas se hacen diariamente a horas determinadas, aunque est muy extendido el uso de termmetros registradores o termgrafos (fig. 9), cuyo rgano sensible es un tubo encorvado, de seccin elptica y lleno de alcohol amlico; una aguja inscriptora o bolgrafo va marcando la temperatura sobre un tambor giratorio que est accionado por un aparato de relojera.En los observatorios meteorolgicos se utilizan tambin los termmetros de mxima y los termmetros de mnima (fig. 5). El mercurio sirve de lquido termomtrico al de mxima, siendo semejante al termmetro clnico; el de mnima, o de Rutherford, lleva alcohol en su interior y un ndice de esmalte. Existen termmetros que sirven a la vez de mxima y de mnima, como el de Six o el de Bellani.Los termmetros deben quedar protegidos contra la accin directa de los rayos solares y de la reverberacin del suelo o de paredes ms o menos prximas, a evitar siempre. Con este objeto se utiliza un abrigo termomtrico o garita meteorolgica (fig. 8), provisto de doble techo y de persianas permitiendo al aire circular libremente, con las puertas orientadas exactamente al N.

ATLAS DE M E+ EO R O LO G A14www.FreeLibros.me

L a t e m p e r a t u r a B / l

Sol

42% se reflejan y vuelven al espacio

15% son absorbidas r la atmsfera

Equinocio Solsticio de Equinocio de Solsticio de de marzo junio septiembre diciembre

43% son absorbidas por la superficie terrestre

Fig. 1 - Las radiaciones solares que llegan a la Tierra son absorbidas por la atmsfera o por el suelo, y una parte muy considerable de ellas se

i i reflejan y pierden en el espacio

Polo Norte (noche de 6 meses) . ^

Rayos solares

(da de 6 meses)

Fig. 3 - Solsticio de invierno para el hemisferio boreal (22 de diciembre) y de verano para el hemisferio austral.

M A M J J J A S O I N _ Fig.2 - Marcha anual de la insolacin segn la latitud cal/cm2 dia.

2 meses

Rayos solares

Fig. 4 - Solsticio de verano para el hemisferio boreal y de invierno para el austral (21 de junio). Lo mismo que en la fig. 3, se indica la duracin del da para las diferentes latitudes.

Polo Norte 12 h

12 hf . 12 h

12h 12 h

12 h

Polo Sur

Fig. 5 - Termmetros de mxima (B) y de mnima (A).

Fig. 6 - Equinoccios de otoo (22 septiembre) y de primavera (21 marzo) para el hemisferio boreal e, inversamente, para el austral.

Fig. 8 - Garita meteorolgica o abrigo termomtrco

Fig. 10 - Termograma obtenido en el Observatorio Meteorolgico Nacional de Madrid, los das 21 al 27 de junio de 1924. Se aprecia el mximo termomtrco entre las 14 y 16 h y el mnimo a las 6h.

Aguja nscriptora o oolgrafo

Fig. 9 - Termmetro registrador o termgrafo.

FACTO RES D EL T IEM PO15 ' ...... 'www.FreeLibros.me

Factores del tiempo

Para excursiones y trabajos de campo se utiliza el termmetro-honda (lm. B/1, fig. 7). Va atado al extremo de una cuerda resistente y se dan vueltas al instrumento a modo de una honda, con el objeto de que tome contacto con gran cantidad de aire y quede eliminada la accin de los rayos solares y del calentamiento del suelo.

VARIACIN DIARIA DE LA TEMPERATURA

Un termograma (lm. B/1, fig. 10), grfica obtenida por medio del termgrafo antes descrito, permite seguir la marcha de la temperatura a lo largo de la jornada. Al parecer, la mxima debera producirse a medioda, que es cuando el Sol alcanza mayor altura sobre el horizonte. Pero se da el caso, sobre todo en verano, que, a tal hora, la cantidad de calor recibida es todava menor que la perdida por la irradiacin al espacio; as, pues, la temperatura seguir aumentando hasta producirse el equilibrio, entre las 2 y las 4 de la tarde. La mnima se produce en verano hacia las 6 de la maana, poco despus de la salida del Sol. La oscilacin trmica diaria es mayor en el interior de los continentes y en las altas mesetas que en el mar o en las tierras ribereas.

VARIACIN ANUAL DE LA TEMPERATURAPara conocer adecuadamente esta variacin habra que comparar doce mapas mensuales de distribucin de las temperaturas. Bastar, sin embargo, hacer la comparacin de las correspondientes a enero y julio (lm. B/2, figs. 1 y 2), por ser los meses ms extremados. Para expresar las temperaturas medias de cada uno de estos meses se han trazado las curvas isotermas, de 10 en 10 C, empleadas ya por el gegrafo alemn Alexander von Humboldt (1769-1859). Mediante estas curvas se unen todos los puntos de igual temperatura media mensual, de tal modo que queden a un mismo lado de cada lnea todos los puntos cuya temperatura sea ms alta que la indicada por ella, y al otro lado

los de temperatura ms baja. Las temperaturas medias observadas en cada localidad sern corregidas de modo que queden reducidas respectivamente a las que se hubieran obtenido en el caso de hallarse al nivel del mar. De no hacerlo as, los mapas reproduciran toscamente el aspecto del relieve, careciendo de valor alguno para expresar la variacin de la temperatura. Aunque la disminucin de sta con el aumento de la altitud sea variable de un pas a otro, se puede efectuar la reduccin de un modo aproximado suponiendo que la temperatura disminuye 0,65 C por cada 100 m de aumento en la altitud (gradiente trmico vertical).El mapa de isotermas de enero (fig. 1), que corresponde al invierno del hemisferio boreal y al verano del austral, manifiesta claramente la diferencia de temperatura media entre las costas occidentales y orientales de los ocanos, siendo estas ltimas mucho ms clidas para la misma latitud, no solamente en el Atlntico, sino tambin en el Pacfico, por ser entonces ms acentuada la accin de las corrientes marinas. Los continentes boreales, a diferencia de los australes, en enero son ms fros que los mares circundantes.El mapa de julio (fig. 2) ofrece menores contrastes. En el hemisferio austral, el trazado de las isotermas es ms regular y se aproxima ms al de los paralelos. La isoterma de 0 C ha desaparecido del hemisferio boreal, ahora en verano, y en el hemisferio austral esta curva se halla fuera de los lugares frecuentados por los navegantes. De un modo general, la temperatura de los continentes es ms elevada que la de los ocanos, con mximos trmicos en Mxico y en la zona de desiertos que se extiende desde el Shara hasta el Asia Central.La amplitud de variacin anual (fig. 3) constituye un elemento muy importante de la distribucin geogrfica de los climas (lm. j/1): las mayores oscilaciones corresponden al hemisferio boreal y la amplitud de la variacin es mxima en el interior de los continentes y mnima en las costas ocenicas.

(Continuacin de la TARJETA AJ2)

mayor parte del ozono, beneficioso a ios seres vivos por absorber las radiaciones nocivas del ultravioleta extremo.Dado el enrarecimiento del aire, la difusin de la luz, que da color azul al cielo, no puede efectuarse al no encontrar apenas partculas materiales. El cielo aparece oscuro, casi negro o violceo, como tuvo ocasin de descubrir el

( profesor Auguste Piccard en sus ascensiones a / la estratosfera, a partir de 1931, proseguidas

\ por diversos investigadores rusos y por los americanos Albert W. Stevens y Orvil A. Anderson

i en 1935 (fig. 5), Maicom D. Ross y M. Lee ( Lewis en 1956 (fig. 6), David G. Simons en / 1957, y el avin-cohete "X-15 en 1963 (vase S lm. A/1).

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L 0 n / pt e m p e r a t u r a

Fig. 1 - Distribucin, a nivel del mar, de la temperatura media del mes de enero, en C

Fig. 2 - Distribucin, a nivel del mar, de la temperatura media del mes de julio, en C

Fig. 3 - Lneas de igual amplitud de variacin anual, segn Emm. de Martonne

FACTO RES D EL T IEM PO17

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Factores del tiempo

LA PRESIN ATMOSFRICA

La materia que constituye el aire, como toda materia, es pesada. Segn veremos despus, la presin que ejerce el aire sobre los cuerpos en l sumergidos, al nivel del mar, se ha evaluado en ms de 1 kg por cm2 de superficie (ms exactamente, 1.033 g/cm2). Los cientficos franceses Alphonse Berget y Lucien Rudaux, en su obra L'Air, hacen equivalente la presin que soporta el cuerpo humano al peso de un cubo de plomo macizo, de 1,20 m de arista (fig. 1). Sin embargo, no percibimos en modo alguno esta enorme presin, hasta el punto que los filsofos de la Antigedad clsica, y entre ellos el famoso Aristteles, negaban que el aire tuviera peso o, sencillamente, lo ignoraban. La presin atmosfrica sobre nuestro cuerpo -que se ha evaluado en 17,5 t-, sera capaz de aplastarnos si no fuera porque se ejerce por igual sobre toda la superficie del mismo y se transmite uniformemente en todas direcciones, en virtud del principio de Pascal generalizado a los gases, y, adems, est equilibrada por la presin interna del organismo. Es un caso anlogo al de los peces, que tampoco perciben la carga, todava mayor, del peso del agua. En las antiguas ascensiones en globo libre o en las actuales a bordo de aviones sin aire acondicionado, al pasar de cierta altitud, la prdida de equilibrio entre nuestra presin interna y la propia del aire a dicha altitud -muy inferior- ocasiona serias perturbaciones en el organismo: la sangre se extravasa, los tejidos se desgarran y finalmente se desintegran, producindose la muerte de un modo inmediato.Para demostrar el peso del aire, Calileo dio a conocer en 1640 un sencillo experimento que, "mutatis mutandis", se viene repitiendo desde entonces en las ctedras de Fsica. Se pesa un globo de vidrio, de una capacidad de unos 2 litros, en el cual se hizo previamente el vaco (fig. 2); se pesa de nuevo, despus de haber dejado entrar el aire. La diferencia de peso -que es de 1,293 gramos por litro, a la presin y la temperatura normales- nos da el peso del aire. Si el globo fuera de caucho, el peso de este globo, tanto lleno de aire como desinflado, sera exactamente el mismo. En efecto, el empuje del aire exterior es igual al peso del volumen del aire desalojado, en virtud del principio de Arqumedes, ignorado en tiempos de Aristteles.Evangelista Torricelli, discpulo de Calileo, consigui demostrar, en 1643, la existencia de

) la presin ejercida por la atmsfera sobre todos los cuerpos que se hallan en la superficie

/ terrestre. Llen totalmente de mercurio un tubo ) de vidrio de unos 90 cm de longitud, cerrado a

( la lmpara en uno de sus extremos y abierto / por el otro; tapando con el dedo este extremo \ abierto, de modo que no quedara ninguna bur

buja de aire, lo invirti e introdujo este extremo ) en una cubeta conteniendo mercurio; retir el

dedo y entonces observ que el mercurio bajaba en el tubo hasta cierto nivel (fig. 3). A la orilla del mar, en condiciones normales, la altura

( media alcanzada por el mercurio en el tubo es ) de 76 cm sobre el nivel del metal lquido en la

cubeta. Esta altura, multiplicada por la densidad del mercurio (13,59), nos da 1.033 gramos,

) peso de la columna de mercurio de 1 cm2 de seccin, en equilibrio con la presin atmosfri-

/ ca, de la cual nos da la medida.\ Con motivo de este experimento, el propio

Torricelli intuy que mediante el tubo que des- , pus llevara su nombre, se podran "medir las

( variaciones del aire, unas veces ms pesado, y / otras ms ligero y fino". Desde aquel momento S quedaba inventado el barmetro, o nstrumen- ( to destinado a medir la presin atmosfrica (fig. } 4). Se expresa en milmetros de altura que en \ cada caso alcanza la columna de mercurio. Se / considera como presin normal la de 760 mm, ) a 0 C, al nivej del mar y a la latitud geogrfica i de 45. Con cafcter internacional se ha adap- , tado como unidad el milibar (abreviadamente \ mb), que es la presin de 1.000 dinas por cm2, ( en las condiciones indicadas. La baria o bar, es ) decir 1.000 mb, equivale a 750 mm de mercu- ( rio (fig. 3), o sea muy poco menos de 760 mm } o presin normal.

El enrarecimiento progresivo del aire al aumen- ( tar la altitud -fenmeno experimentado por los ) montaeros (fig.5)- fue descrito 58 aos antes que Pascal por el jesuta espaol P. Jos de ) Acosta, en su Historia natural y moral de Indias \ (Sevilla, 1590), al atribuir a la "sutilidad atmos- ( frica" el mal de montaa (llamado soroche y ) mal de la puna en Suramrica). Las mscaras

respiratorias de que van provistos los montae- / ros (fig. 6) y el aire presurizado de los aviones

a reaccin y naves espaciales tienden a equili- ^ brar la presin del medio interno humano con

, la atmsfera parcial, hacindola respirable. El \ acondicionamiento del aire, tanto en lo que se ' refiere a su presin como a su temperatura, se

efecta mediante instalaciones apropiadas (fig. 7 y 8) en salas de espectculos, oficinas, vivien-

} das, etc.

ATLAS D E M ETEO R O LO G A18

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La presin atmosfr ica '

Fig. 1 - La presin atmosfrica que soporta nuestro cuerpo equivale al peso de un cubo de plomo de 1,20 m de arista (17.500 kg).

Milibares

Fig. 2 - Si se pesa un globo de vidrio, antes y despus de hacer en ste el vaco, la diferencia nos da el peso del aire: 1,293 gramos por litro.

Fig. 3 - Experimento de Torricelli, que permiti evaluar, por primera vez, la presin atmosfrica, es decir, el peso del aire.

Fig. 4 - Barmetro de Fortn. A, conjunto del instrumento; B, mecanismo en enrase; C, nonio para la lectura.

Fig. 5 - Efectos del enrarecimiento del aire en las ascensiones montaosas.

Interior del edificio Aire ambiente clido

i Exterior del edificio

Fig. 6 - Montaero provisto de mscara respiratoria, como las que se emplearon en la conquista del Everest.

Fig. 7 - Esquema de una instalacin de aire acondicionado. Fig. 8 - Equipo de acondicionamiento de aire (Bell & Gosset).

FACTO RES DEL TIEM PO19

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BARMETRO METLICO O ANEROIDE (fig. 1)Ofrece ciertas ventajas sobre el de mercurio, por ser ms fcilmente transportable en viajes martimos y terrestres, de mayor solidez como barmetro casero y ser tambin tilizable como barmetro nscriptor o bargrafo (fig. 2). Se basa en las deformaciones que toda variacin de la presin atmosfrica ejerce sobre una caja metlica, en la cual se ha hecho el vaco, y cuya tapadera, ondulada, se aplasta gradualmente con el aumento de la presin. Como puede verse en la fig. 3, un pequeo resorte R se opone a que la tapadera ceda por completo. Las flexiones de este resorte, que varan con los cambios de presin, son transmitidas a una aguja -la cual seala sobre un crculo graduado en milmetros, o en millbares, la presin en aquel momento- o a un estilete nscriptor (provisto de bolgrafo) que marca sobre una banda de papel, arrollada en un tambor dotado de movimiento de rotacin, lo mismo que en el termgrafo (lm. B/1, fig. 9), gracias a un aparato de relojera. La graduacin de estos barmetros metlicos se debe confrontar con frecuencia con la de un barmetro de mercurio, ya que sus indicaciones pueden sufrir cierta discrepancia (nunca mayor de 5 mm), a causa de las variaciones de elasticidad que el metal experimenta despus de algunos aos o las que son debidas simplemente a la accin de la temperatura.

VARIACIN DE LA PRESIN ATMOSFRICA CON LA ALTITUDLas lecturas del barmetro se deben corregir, mediante bacos o tablas, reducindolas a la presin correpondiente al nivel del mar. De otro modo, lo mismo que ocurra con la temperatura, estas lecturas no seran comparables entre s. La presin atmosfrica, en un principio, desciende bruscamente cuando aumenta la altitud, si sta no es muy elevada. Despus, lo hace ms lentamente. Se ha observado que si la altura sobre el nivel del mar crece en progresin aritmtica, la presin disminuye en progresin geomtrica. Esta variacin se expresa matemtica

mente diciendo que la altitud es inversamente proporcional al logaritmo de la presin. La curva representativa de este fenmeno es una rama de hiprbola, que sirve de fundamento para la graduacin de los altmetros (fig. 4). stos son a modo de aneroides porttiles, que llevan una doble escala, en milmetros de presin y en metros de altitud. Son de gran utilidad para los trabajos topogrficos sin necesidad de acudir a la nivelacin de presin. Con las correcciones debidas, y gracias al nonio de que va provisto el instrumento, se pueden apreciar desniveles de 5 m, dentro de un lmite de unos2.000 m, para los cuales fue graduado.

VARIACIN DIARIADE LA PRESIN ATMOSFRICA

Comparando las curvas representativas de la variacin diaria de la presin atmosfrica en dos localidades de latitud media, una de altitud escasa (Munich) y otra de alta montaa (Sonn- blick), se observan en la primera de ellas dos mximos y dos mnimos muy acentuados, mientras que en la segunda los dos mximos casi se confunden y slo estn separados por un mnimo insignificante (fig. 5). La oscilacin, sin embargo, es relativamente pequea y se expresa en dcimas de milmetro. Despus de hallar la diferencia entre ambas curvas, Hann pudo calcular la variacin de temperatura en la capa de aire intermedia, siendo puramente trmica la causa de la diferencia observada. El anlisis armnico de estas curvas permite discernir en cada una de ellas la superposicin de dos ondas: una onda simple o diurna, con un perodo de 24 horas, es decir con un mximo y un mnimo al da, y otra onda doble o semi- diurna, de mayor amplitud -aunque variable con la latitud y con la altitud-, que puede relacionarse con la variacin diaria de la temperatura. La onda simple se haba atribuido -aunque esta explicacin se haya desechado despus- a una atraccin lunisolar, a modo de una marea atmosfrica.En el barograma relativo a Madrid, que reproduce la fig. 6, se observan tambin estos dos mximos y dos mnimos diarios.

(Continuacin de la TARJETA E/1)

Nubes noctilucentes (fig. 7). Se han descrito en la lm. A/3, fig. 5.

FENMENOS ACSTICOSLa propagacin del sonido en el aire se encuentra modificada sobre todo por las varia

ciones de la temperatura y de la presin atmosfrica. Las ondas sonoras no adoptan la forma esfrica, sino que se hallan deformadas. La estratificacin trmica de las capas del aire da como resultado la curvatura de los rayos acsticos (fig. 8), con zonas de audibilidad separadas por zonas de silencio (fig. 9).

ATLAS DE M E TEO R O LO G A20

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La presinatmosfr ica B / ?

metlicas

Tambor registradorAguja inscriptora

Termmetro

Fig. 1 - Barmetro aneroide. Fig. 2 - Barmetro registrador o bargrafo, modelo Richard.

Fig. 6 - Barograma, obtenido en el Observatorio Meteorolgico Nacional, de Madrid, del 2 al 8 de junio de 1924. En l se acusan los dos mximos y los dos mnimos diarios.

Vaco

Fig. 3 - Mecanismo del barmetro aneroide (fig. 1), utilizado con preferencia al de mercurio.

Diferencia entre Sonnblick y Munich

Fig. 4 - Altmetro, basado en la variacin Fig. 5 - Variacin diaria de la presin de la presin atmosfrica con la altitud. atmosfrica, segn la altitud. (De Hann.)

FACTO RES D EL T IEM PO21www.FreeLibros.me

Factores del tiempo

LA HUMEDAD ATMOSFRICALa humedad atmosfrica es la concentracin de vapor de agua contenido en la atmsfera, que puede oscilar entre 0 y 4 por 100 del volumen considerado. Se llama humedad absoluta al peso en gramos del vapor de agua contenido en 1 m3 de aire. En Meteorologa dinmica se prefiere emplear el concepto de humedad especfica, que expresa los gramos de vapor de agua contenidos en un kilogramo del aire hmedo a que se refiere, concepto que viene a ser equivalente al de proporcin de mezcla, o gramos de vapor de agua mezclados con un kilogramo de aire seco (fig. 1). El punto de roco, para una temperatura determinada, se alcanza cuando el aire ya no puede contener ms vapor de agua y ste se condensa entonces en forma de gotas.En la fig. 1, la cantidad lmite de vapor de agua para temperaturas comprendidas entre 0 y 25 C est representada por la curva de saturacin, cuyos puntos A 1, B', C1 tienden a la significacin siguiente: supongamos que el aire contiene 4,5 g de vapor de agua por kilogramo de aire seco, en una habitacin cerrada cuya temperatura es de 1 8 C, siendo A su punto representativo; si la temperatura desciende a 5 C, se producir condensacin de agua, en gotitas sobre los vidrios de las ventanas, alcanzndose el punto de roco A', en la curva de saturacin. Si hubiramos partido de una temperatura de 25 C (punto A"), el punto de roco sera el mismo. Los puntos 6' y C1 de la curva de saturacin corresponden a la proporcin de 10 g y 17 g de vapor de agua, respectivamente.La tensin del vapor de agua, que se mide en mm de mercurio y tambin en mb, expresa la presin que alcanzara el vapor de agua si ocu- ( para l solo el mismo recinto (fig. 2). Aunque representan conceptos distintos, la curva de saturacin es anloga a la de la fig. 1.Se llama humedad relativa a la relacin entre la cantidad de vapor de agua que contiene el aire en un momento dado y la que contendra si estuviese saturado a la misma temperatura, o lo que es lo mismo: es la relacin entre las tensiones respectivas. Se expresa en tanto por ciento de humedad. Tiene mucho inters para los fenmenos vitales.Origen del vapor de agua atmosfrico. La evaporacin en los mares y en las acumulaciones de agua continentales constituye la principal

fuente de la humedad atmosfrica (fig. 3), debindose agregar la procedente de la transpiracin de las plantas y la respiracin de los animales. Su condensacin origina las nubes, de donde se precipita bajo la forma de lluvia o nieve, alimenta los ros, los glaciares y las corrientes subterrneas, para volver de nuevo al mar o a la atmsfera y cerrarse de este modo el ciclo (ciclo hidrolgico).

MEDIDA DE LA HUMEDAD ATMOSFRICAPara tener una dea aproximada de la humedad relativa o grado higromtrico de la atmsfera, se utiliza el higroscopio de cabello (fig. 4). Segn el mayor o menor grado de humedad se produce el alargamiento o el acortamiento de un cabello previamente desengrasado o de una cuerda de guitarra (que acciona, por mediacin de una polea, la batuta y la capucha del fraile). El higroscopio colorimtrico. (fig. 5) se basa en el cambio de coloracin que las sales de cobalto, el cloruro en particular, experimentan segn la humedad ambiente: en aire seco estas sales son de color azul, que pasa al violceo si el aire es algo hmedo y al rosado cuando se llega a la saturacin. Entre los campesinos son populares ciertas plantas como Carlina acaulis, especie de cardo, cuya flor seca se conserva largo tiempo, abrindose cuando el ambiente es seco y cerrndose si la humedad relativa es elevada.El higrmetro registrador o higrgrafo (fig. 6) posee como rgano sensible un haz de cabellos desengrasados, cuyas variaciones de longitud -segn la mayor o menor humedad- se transmiten a una palanca provista de bolgrafo, y ste marca sobre un papel arrollado en torno de un tambor, que gira lentamente por medio de un aparato de relojera.Los psicrmetros (figs. 7 y 8) estn formados por dos termmetros, en uno de los cuales su depsito est rodeado por una muselina hume-

) decida. La evaporacin ser tanto mayor cuan- \ to menor sea la humedad relativa, robando ms / calor al termmetro hmedo que al seco. Una ) vez hecha la lectura de ambos termmetros,

mediante unas tablas se obtiene el valor de la / humedad relativa. Para medir la evaporacin se

utilizan los evapormetros o atmidmetros, ( tales como el de Wild o de balanza (fig. 9) y el ) de tanque (fig. 10).

ATLAS DE M E TEO R O LO G A22www.FreeLibros.me

La h u m e d o d ^ ^ Hatmosfr ica^

Gramos de vajjor de agua 'por kg de aire seco

/Tensin del vapor de agua en mm

Nieve

Nubes

LluviaGlaciar

Evaporacin

Aguas subterrneas

Aguas corrientesTemperaturasTemperaturasFig. 2 - Tensin del vapor de agua, segn la temperatura del aire.

Fig. 1 - Proporcin del vapor de agua en la atmsfera, segn la temperatura de sta.

Fig. 3 - Ciclo del agua en la naturaleza.

Aire hmedo Aire algo hmedoFig. 5 - Higroscopio colorimtrico.

Fig. 4 - Higroscopio de cabello (modelo popular). A la derecha, detalle del mecanismo.

Fibra higroscpica

V Tambor registrador Fig. 6 - Higrmetro registrador o higrgrafo. Fig. 7 - Psicrmetro de Fig. 8 - Psicrmetro-honda o de

humectacin continua. carraca.

Anemmetro'

Cuadrantegraduado

Fig. 10 - Evapormetro de tanque.Fig. 9 - Evapormetro de balanza.

FACTORES23

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L a n u b o s i d a dUna nube es un volumen de aire visible por el 1 hecho de contener muchsimas y pequesimas \ gotitas o cristales de hielo (unas 1000 por cm5) / de un dimetro aproximado de 0,01 mm. Si ) desciende la temperatura o disminuye brusca- ( mente la presin atmosfrica -lo cual origina ) tambin el enfriamiento del aire-, se produce \ un aumento de la humedad relativa y se llega a / alcanzar el punto de roco. La presencia en el ) aire de finsimas partculas de polvo, que sirven ( de centros de condensacin, favorece la apari- / cin de gotitas de agua, de partculas de hielo, S o de ambas cosas a la vez, hallndose todas { ellas en suspensin en la atmsfera y al agru- ) parse constituyen las nubes, o las nieblas. Con \ estos nombres se designan, respectivamente, / las masas condensadas, segn se eleven a cier- ) ta altura sobre el nivel del suelo o se hallen en ( contacto con ste. 1La suspensin de tales gotitas en el aire no es \ ms que aparente. En realidad no flotan en el / aire, sino que van cayendo de un modo conti- ) nuo a causa de su peso, aunque tan lentamen- \ te -dada la resistencia que el aire opone a su / cada-, que basta el ms leve soplo de viento S para que se desven horizontalmente o que ( suban por la accin de las corrientes de con- ) veccin ascendentes. En efecto, la resistencia \ del aire es inversamente proporcional al radio / de la gotita y, siendo este radio de 0,01 mm, por trmino medio, la velocidad uniforme de ( cada no es ms que de 1,3 cm por segundo, y 5 todava es menor la de los cristales microscpi- \ eos de hielo que forman las nubes ms altas. / Otra causa de la aparente suspensin en el aire ) de las gotitas de agua es que las nubes estn ( sometidas a un proceso de continua renova- / cin: estas gotitas, por muy lenta que sea su 'j cada, descienden a capas de aire ms bajas y ( de temperatura ms elevada; se vaporizan de ) nuevo, hasta alcanzar capas de aire ms altas, ( donde el vapor de agua vuelve a condensarse y / a engrosar otra vez la nube. El proceso de des- \ truccin puede ser de la misma duracin que el ( de regeneracin de la nube, por lo cual sta, ) aunque cambie algo de forma, en apariencia \ flota inmvil en el aire. /

CLASIFICACIN DE LAS NUBES (Atendiendo a su altitud, se clasifican en tres ( grandes grupos: altas (CH), medias (C/y) y bajas ) (C), que representamos en las lminas siguien- \ tes, para las cuales fue creada una nomenclatu- J ra internacional por el francs Jean B. de j

Lamarck y el ingls Luke Howard. Este ltimo, en 1802, con el beneplcito de Goethe, estableci cuatro formas fundamentales: 1) cirros (Ci), nubes filamentosas o fibrosas, blanqusimas, sin sombras; 2) cmulos (Cu), redondeadas o globosas, con sombras y de bordes muy brillantes; 3) estratos (St), extendidas en capas uniformes y continuas, y 4) nimbos (Nb), en formaciones densas, oscuras y confusas, presagio de lluvia.Estos cuatro tipos de nubes y los que resultan de la combinacin de los mismos (fig. 1), con las modificaciones introducidas por Aber- cromby y Hildebrandsson, constituyen la clasificacin actual, adoptada en la conferencia internacional de 1891 y sintetizada en el Atlas internacional de nvols (1925) y en el Atlas internacional deis nvols i deis estats del ceI (1932), publicados ambos en Barcelona bajo la direccin del prof. Eduard Fontser, a expensas de la Fundaci Concepci Rabell. La O.M.M. public en 1956 el Atlas internacional de nubes, con versin espaola a cargo del Servicio Meteorolgico Nacional (Madrid, 1958).

ALTURA Y VELOCIDAD DE LAS NUBESLa altura se determina por diversos procedimientos: 1) por triangulacin, segn el mtodo topogrfico habitual (fig. 2), desde los extremos de una base de 800 a 1.000 m de longitud; 2) por fotogrametra, conocida aplicacin de la fotografa estereoscpica a la triangulacin y el levantamiento topogrficos, y 3) por medio de un reflector y un clinmetro (fig. 4), bastando con medir el ngulo a que la visual dirigida a la nube forma con la horizontal (fig. 3) y resolver despus el tringulo correspondiente con la regla de clculo.Una vez conocida la altura de la nube, en el supuesto de que sta se mueva horizontalmente, se puede determinar su velocidad y la direccin que sigue en su trayectoria: 1) por medio del espejo nefoscpico (fig. 5), de vidrio negro, hallando la distancia AB recorrida en un tiempo conocido, por comparacin de los tringulos semejantes ABC' y DEC' (igual a DEC), y 2) por medio de la horquilla nefoscpica o rastrillo de Besson, midiendo el tiempo que tarda la nube en pasar de la primera posicin a la segunda (fig. 6).La altura de las nubes aumenta durante el da y disminuye a partir de la puesta del Sol (nieblas del atardecer). La altura suele ser mayor en verano que en invierno.

ATLAS D E M E TEO R O LO G A24

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R I t u r a i v e l o c i d a d r / , d e l a s n u b e s ' I

3.000 Altocmulos

> 2.000 Cmulos

1.000 r Nimbos

Metros

8.000

t 7.00

6.000 5.000

4.000

Fig. 1 - Distribucin de las nubes en altitud.

. Nube

Fig. 2 - Medida de la altura de una Fig. 3 - Medida de la altura de una nube por triangulacin. nube con reflector y cimmetro.

Fig. 4 - Reflector (A) y clinmetro (B).

lite determinar la altura y la velocidad

LA N U B O S ID A D25

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1 C en filamentos + Ci en 4 Ci que invaden el cielo forma de gancho superando a los dems Ci

5 Cs que no alcanza los 45 6 Cs que rebasa los 45 8 Cs que no invade el cielo

Las nubes que representamos en [as lminas siguientes corresponden a diversos tipos de observacin ms o menos frecuente, ordenadas en cuatro familias, de acuerdo con la clasificacin adoptada en el ya citado Atlas internacional de las nubes (Madrid, 1958), editado por el Servicio Meteorolgico Nacional. De este Atlas tomamos tambin las tres lminas esquemticas, que resumen los tipos principales de nubes altas (CH), nubes medias (Cjy) y nubes bajas (CJ, respectivamente. Las cifras, de 1 a 9, son las adoptadas para cifrar los telegramas que se intercambian entre los observatorios, con el fin de establecer las cartas sinpticas.

Primera familia: Nubes altas (su nivel inferior, por trmino medio, es de 6.000 m), C-j.a) Gnero Cirros (Ci). Nubes aisladas, de textura fibrosa, sin sombras propias, generalmente de color

blanco y, con frecuencia, brillo sedoso. Pueden ser: filamentosos (figs. 1 y 2), ms o menos deshilacliados, uncinados o en forma de ganchos, y floculares o cumuliformes (fig. 3).

b) Gnero Cirrocmulos (Ce). Techo o banco cirroso, en forma de madejas blancas o de balas muy pequeas, dispuestas en grupos (fig. 4) o en hileras, con ondulaciones que semejan el oleaje de una playa (fig. 5).

c) Gnero Cirrostrataos (Cs). Velo fino, blanquecino, que no difumina los contornos de los discos solar o lunar, pero que produce halos en torno suyo (fig. 6).

Sm U m H ^TEO RO LO G A

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Nubes altos [CH] q # g

Fig. 1 - Cirros filamentosos, preludio de tiempo tormentoso.

Fig. 2 - Cirros, sutiles nubes compuestas de finas agujas de hielo.

Fig. 3 - Cirros plumiformes, que se dehacen al impulso del viento.

Fig. 4 - Cirrocmulos, que semejan vellones de lana (cielo aborregado).

Fig. 5 - Cirrocmulos ondulados con transicin a estratocmulos. Fig. 6 - Halo solar principal, con dos par- helios.

LA N U BO SID A D27www.FreeLibros.me

Lo nubosidad

Presencia de Ac

1 As semitransparente

Cielo no catico

No hay Ac almenados ni Ac en copos

6 Con Ac que provienen de la estratificacin de Cu o de Cb

8 Presencia de Ac almenados o de Ac en copos

No hay Ac que provengan de la estratificacin de Cu o de Cb

4 Ac que cambian continuamente de aspecto Ac que no invaden el cielo5 Ac que invaden el cielo 7 Presencia de As o de Ns

Ac que no cambian sino muy lentamente de aspecto

niveles 3 Ac semitransparentes que predominan

7 Ac opacos que predominan

Segunda familia: Nubes medias (nivel superior, por trmino medio, 2.000 m), C^.d) Genero Altocmulos (Ac). Techo, o banco, a modo de empedrado, con losas o masas globulares

aplanadas y dispuestas de una manera regular (cielo aborregado o empedrado, que se dice tambin en algn caso de cirrocmulos, si bien estos ltimos son ms transparentes y sin sombras, y de mayor altitud). Los elementos menores son pequeos y delgados, con partes sombreadas, o sin ellas, pudlendo presentar irisaciones. Se admiten los subgneros: 1) traslcidos (figs. 3, 4, 5) y 2) opacos (fig. 1). A veces, con transicin a altostratos (fig. 2).

e) Gnero Altostratos (As). Velo fibroso o estriado, de color ms o menos grisceo o azulado. Entre los subgneros figuran: 1) traslcidos (fig. 3, en su parte inferior), 2) opacos (fig. 5, parte Inferior), con diversas especies, como son los altostratos de los cuales cae lluvia o nieve, que puede evaporarse antes de caer al suelo, formando lo que se llama virga.En un cielo cubierto de cirrostratos o altostratos, y en calma, puede ir aumentando poco a poco el espesor del velo nuboso, mientras que, en las regiones vecinas, se va haciendo cada vez ms tenue hasta comenzar a ponerse de relieve los contornos de la contessa del vento (fig. 6), que el R. P. Luis Rods, S. J., descubri en el Observatorio del Ebro.

ATLAS DE M ETEO R O LO G A28www.FreeLibros.me

Nubes medias [CM] ^j ^

Altocmuio estratificado.Altocmuio lenticular.

Fig. 3 - Altocmulos ondulados. Fig. 4 - Altocmulos de borde recto.

Fig. 5 - Altocmulos en transicin a estratos. Fig. 6 - La "contessa del vento".

LA N U BO SID A D29

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1 Cu de poca dimensin vertical o Cu 5 Se que no provengan de la estratifica- 6 St o St desgarrados diferentes de los 7 St desgarrados o Cu desgarrados de desgarrados diferentes de los de mal cin de Cu de mal tiempo, o ambas cosas mal tiempo, o ambas cosastiempo

Tercera familia: Nubes bajas (nivel superior medio, 2.000 rflj nivel inferior medio, cerca del suelo),Cf y CM en parte.f) Gnero Estratocmulos (Se). Techo, o bancos, de masas globulares o acanaladas, cuyos elemen

tos ms pequeos, que an se hallan dispuestos regularmente, son groseros, difusos y grises; en algunos sitios, oscuros.Subgneros: 1) traslcidos (lm. C/2, fig. 5) y 2) opacos. Como especies se citan los vesperales y los llamados cumulognitos. Entre las variedades: Estratocmulos ondulados (fig. 4) y Mamatoc- mulos estratiformes (fig. 5).

g) Gnero Estratos (St). Manto nuboso uniforme, anlogo a la niebla, pero sin tocar el suelo (lm. C/S, fig. 2).

h) Gnero Nimbostratos (Ns). Nublado bajo, amorfo y lluvioso, de color gris oscuro, casi uniforme.

Cuarta familia: Nubes de expansin vertical (nivel superior medio, el de los cirros; nivel inferiormedio, 500 m), CpI) Gnero Cmulos (Cu). Nubes espesas de crecimiento vertical, cima redondeada en forma de

cpula, con base casi horizontal. Entre las especies, adems de los lenticulares, que inician la con- tessa del vento (figs. 1, 2), tenemos los del buen tiempo y los potentes, de tormenta.

I ) Gnero Cumulonimbos (Cb). De fuerte crecimiento vertical, levantndose por encima de un zcalo cumuliforme, con aspecto de montaas o torres, cuya parte superior es fibrosa y a veces se despliega en yunque (fig. 3; lm. G/3, figs. 1, 2 y 3).

ATLAS DE M ETEO R O LO G A30

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Nubes bajas [CL] ^^

Fig. 1 - Cmulos lenticulares, que inician la formacin de la "contessa del vento".

Fig. 2 - Aglomeracin de cmulos lenticulares superpuestos.

Fig. 3 - Cumulonimbos calvos, de origen tormentoso.

Fig. 4 - Estratocmulos de formacin claramente ondulada.

Fig. 5 - Mamatocmulos estratiformes, en masas semies- fricas colgantes.

LA N U B O S ID A D31

H

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La nubosidad

OTROS TIPOS DE NUBES

En las lminas precedentes se han representado algunas nubes entre las ms tpicas de los principales gneros descritos en las cuatro familias en que fueron clasificadas las formaciones nubosas. Existen otras modalidades de nubes, tales como las llamadas tocas, capuchones o banderas, que se apoyan sobre picos aislados, como el Fujiyama, el Monte Cervino o el Teide (fig. 1), y hasta sobre montaas menos elevadas, por ejemplo el Pen de Ifac, en la costa alicantina. Son nubes de desarrollo vertical, como la mayor parte de las de origen orogrfico, que se posan sobre las cimas a modo de nieblas parsitas. Las nubes en cuestin no por eso dejan de ser sensibles a los cambios de direccin del viento. La brisa de valle (lm. F/S, fig. 1) empuja a los cmulos hasta que se renen en las cumbres, para disiparse cuando se establece la brisa de montaa (lm. F/5, fig. 2).En el caso del Teide (fig. 1), punto culminante del archipilago Canario, la toca se extiende horizontalmente en forma de bandera, a barlovento del viento hmedo del noreste (alisio) y en su lmite con el viento seco del suroeste (contralisio), y constituye un verdadero mar de nubes al generalizarse. Las islas del mismo archipilago, cuya altura es menor, pueden quedar sumergidas en este mar de nubes, y si las cumbres no llegan a ms de 1.500 m, el alisio salta por encima de ellas y el estrato nuboso, como un gigantesca ola, invade la zona superior de dichas islas. Las alturas de Famara, en Lanzarote, y de Janda, en Fuerteventura, sin embargo, sobresalen de la masa de nubes. En su Geografa General de las islas Canarias (t. I, 1954), el prof. T. Bravo explica que en los bordes laterales de las islas ms elevadas, cuando la altura de las montaas permite el paso de los vientos, se produce una invasin anloga de corrientes rasantes que desbordan por los extremos, siendo de tal velocidad y constancia que la vegetacin silvestre de estas regiones se adapta al suelo y se aplasta tomando el aspecto de almohadillas redondeadas. Frenado el alisio por las islas ms elevadas, al calentarse las laderas de barlovento las masas de aire ascienden por los flancos, expansionndose y enfrindose hasta alcanzar la saturacin; se forma entonces un estrato nuboso, cuya aparicin, iniciada a media maana, va creciendo

) desde la montaa hacia barlovento y se llega a \ unir con la barra exterior de nubes, por encima / del primeramente citado mar de nubes, sepa- ) rndolos una banda de aire despejada. A la

cada de la tarde se produce el fenmeno en / sentido inverso, desapareciendo rpidamente \ el estrato nuboso de las laderas y trasladndose / el mar de nubes exterior a algunos kilmetros } ms afuera.( En la montaa de Montserrat (provincia de Bar- / celona), al atardecer, lo mismo que en los \ valles alpinos (fig. 2), se produce la invasin de ( la parte baja de las laderas por estratocmulos ) que forman una capa de espesor no muy con- \ siderable, netamente delimitada en su base por / el nivel de condensacin y, arriba, por la invert sin trmica de la masa elevada, y as se esta- ( blece la separacin entre dos fluidos de distin- ) ta densidad y movimientos. La masa nubosa se \ compone de bandas o hileras oscuras, a veces / separadas unas de otras mediante claros, a tra- ) vs de los cuales se ve el azul del cielo, mlen- ( tras que otras veces forman un techo continuo ) de aspecto ondulado, y desde un avin o una S cumbre elevada se ve que avanzan como las ( olas del mar. Pero, en este mar de nubes -cuyas ) olas progresan en forma de rodillo a causa de \ la discontinuidad del viento entre las dos capas / de aire-, el movimiento no se efecta perpen- Ni dicularmente a las ondulaciones, ya que stas ( avanzan siguiendo la direccin de la resultante ) de la composicin de fuerzas que correspon- \ den a las de ambos sistemas de viento. En cier- ( tas ocasiones, un segundo oleaje, perpendicu- ) lar al primitivo, divide a la masa nubosa en ( pequeas nubes de tamao uniforme, alinea- / das segn dos direcciones que se cortan en S ngulo recto (cielo enlosado)./ Finalmente, tenemos otro tipo de nubes en ; forma de barrera, tambin de origen orogrfico,

\ como la del "foehnmauer" de los Alpes cuando / sopla el "foehn" (lm. F/5, fig. 5); las bardas" del \ Pirineo oriental cuando en el Ampurdn ( comienza a soplar la "tramuntana" o la "ceja", ) producida por el "mestral" en las sierras de Tor- 1 tosa (fig. 3). Esta ltima llamada tambin "barra",

alineada de N a S, se mantiene estacionarla, adherida a lo largo de la cresta montaosa, y est formada por estratocmulos precediendo a

/ la aparicin de la contessa del vento (lms. C/3, \ fig. 6, y C/4, fig. 1), bajo la accin del viento / noroeste o "mestral" (lm. F/5. fig. 6).

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O t r o s t i p o s d e n u b e s

Fig. 1 - Nube que tiende a formar una toca sobre el Teide, vista desde la carretera de Las Caadas a Santa Cruz de Tenerife.

Fig. 2 - Mar de nubes, visto desde la cumbre de Mont Pilatus (3.122 m) en los Alpes suizos.

Fig. 3 Frente nuboso, llamdo "la ceja", estabilizado con el viento orogrfico descendente en los montes de Tortosa.

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LA N U B O SID A D33www.FreeLibros.me

La nubosidad

NUBOSIDADSe llama grado de nubosidad a la fraccin de ,) cielo que, en un momento dado, aparece \ cubierta de nubes: al cielo completamente des- / pejado corresponde el 0 de la escala; al cielo i totalmente cubierto, el grado 8. Su evaluacin ( se suele efectuar a ojo. De un modo indirecto ) se puede apreciar mediante el higrmetro \ registrador (fig. 4), basado en la accin de la / humedad sobre una antena radiactiva, que ) registra las variaciones de potencial del aire. ( Otro mtodo consiste en medir las horas de ) insolacin con el heligrafo de Campbell-Sto- S kes (fig. 5), el heliofangrafo de Jordn (fig. 6) y ( diversos modelos de actingrafos, algunos de ) ellos registradores. De noche, la nubosidad se C evala sobre placas fotogrficas, en las cuales / se impresionan los arcos de crculo descritos en \ su movimiento aparente sobre la bveda celes- ( te por las estrellas cercanas al polo, correspon- ) diendo las interrupciones de dichos arcos a la \ fraccin de tiempo en que el cielo estuvo / cubierto. /La variacin diaria de la nubosidad se caracte- ( riza de un modo general por una oscilacin ) nica -raramente se produce una doble oscila- S cin en las 24 horas-, y est relacionada con la / correspondiente oscilacin de la humedad ) relativa y sta a su vez con la de la temperatu- (ra, que ya hemos estudiado (lm. B/5). )La variacin anual presenta diferencias muy \ marcadas de unas localidades a otras, en fun- / cin del respectivo rgimen pluviomtrico ? (lm. D/4). En una Tierra supuesta uniforme, las \ isonefas, o lneas de igual nubosidad, seguiran / los paralelos en su trazado, presentando un ) mximo ecuatorial, dos mnimos correspon- ( dientes a los trpicos de Cncer y de Capricor- ) nio, respectivamente, y otros dos mximos entre los 55 y los 60 de latitud N y S, con las r desviaciones correspondientes al movimiento ) aparente del Sol a lo largo del ao. Pero, lo ( mismo que ocurre en el caso de las isotermas ) (lm. B/2), a causa de la irregular distribucin \ de tierras y mares, a latitudes iguales, la nubo- / sidad es menor en los grandes continentes que ) en los ocanos. Tambin influye en su distribu- ( cin el rgimen de presiones y vientos: los ) mximos de nubosidad corresponden a las S zonas ciclnicas y los mnimos a las anticicl- ( nicas (lm. F/6). )Para el conjunto de la superficie terrestre, como \ indica la fig. 1, la nubosidad media anual viene / a ser aproximadamente igual a 5. Por debajo de \ estas cifras se encuentran las zonas ridas de C los diversos continentes, atravesadas por los /

trpicos, cuya nubosidad media anual es inferior a 2. En cambio, las zonas de nubosidad mxima, cuya media anual pasa de 7, estn extendidas sobre los mares septentrionales. En los mares australes, el trazado de las isonefas es ms uniforme y continuo, a causa de la ausencia de tierras, con valor creciente de la nubosidad a partir de los 45 o los 50 de latitud S.

VISIBILIDAD

Se define por la mxima distancia a la cual son visibles los objetos y por la claridad con que se perciben sus detalles. El grado de visibilidad tiene mucha importancia para la navegacin martima y area: los aeropuertos quedan cerrados al trfico cuando la niebla es muy densa. El meteorlogo noruego Tor Bergeron ha establecido los 5 tipos siguientes: 1) bruma seca o calina, debida a partculas de polvo procedente de las regiones ridas, o partculas de sal, secas y pequesimas, que hacen opalescente el aire; 2) aire puro, exento de partculas slidas, cuya visibilidad es de 150 km; 3) tempestad de arena, en que partculas muy finas son levantadas por el viento (lm. D/2), con visibilidad horizontal, a 2 km del suelo, inferior a 1 km; 4) aventanieve o cellisca, en que el viento levanta partculas de nieve, con visibilidad inferior a ,1 km, y 5) ventiscas o tempestad de nieve.

CONTAMINACIN ATMOSFRICA: "SMOG"

Es bien conocida la contaminacin de todas las grandes ciudades, especialmente la de Ciudad de Mxico, Sao Raulo, Los ngeles. En las grandes ciudades (fig. 3) se lucha contra la contaminacin del aire, que contiene gases, humos y partculas resultantes de la combustin incompleta, con evidente peligro para la salud pblica. La palabra inglesa "smog", con la cual se designa, deriva de "smoke" (humo) y "fog" (niebla). Aparte de la imprescindible proteccin (fig. 2), se han tomado medidas de carcter internacional, con la instalacin de mecanismos que absorben los humos industriales y los que desprenden los motores de explosin. Se han inventado aparatos diversos para medir la cuanta de esta contaminacin (como el del fsico ingls Aitken y el del Dr. J. S. Owens, de la misma nacionalidad). Se han tomado enrgicas medidas para combatirla por el "Advisory Committee on Atmospheric Pollution", de Londres. En MadridjIBarcelona y otras grandes ciudades espaolas t e han dictado ordenanzas para evitar la contaminacin creciente del aire.

ATLAS DE M E TEO R O LO G A34www.FreeLibros.me

Su distribucin - , RU evaluacin

Fig. 1 - Mapa de isonefas, que expresa la nubosidad media anual, segn Teisserenc de Bort.

Sol de tarde

Sol matutino

Plano del meridiano

Fig. 5 - Heligrafo de Campbell-Stokes. Fig. 5 - Heliofangrafo de Jordn.

Fig. 4 - El paso de una formacin nubosa de tormenta se registra por la variacin del potencial elctrico del aire.

Fig. 2 - Proteccin contra el "smog" en Londres.

Fig. 3 - Nubes bajas en Nueva York, de las cuales slo sobresalen los ms altos rascacielos.

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L a s p r e c i p i t a c i o n e sCONDENSACION DEL VAPOR DE AGUAConocida ya la constitucin de una nube (lm. C/l), se trata ahora de explicar las condiciones termodinmicas que rigen la condensacin del vapor de agua en las capas atmosfricas. Experimentalmente se ha logrado reproducir en el laboratorio las formas ms bellas y sorprendentes de las nubes, confirmndose la teora formulada primeramente por lord Rayleigh sobre corrientes de conveccin en una capa inestable y confirmada despus por Harold Jeffreys. El dispositivo adoptado para su demostracin por M. W. Chiplonkar consiste en una plancha de metal, uniformemente calentada, que serva de fondo a una cmara poco profunda cuya tapa era una larga lmina de cristal movible en direccin horizontal, la cual, al enfriarse, produce una inestabilidad de la masa de aire y su cizallamiento al correrla. Introduciendo humo de tabaco en la cmara, K. Chandra obtuvo algunas clulas poligonales, con bordes bien definidos (fig. 1), semejantes a los vellones de los altocmulos (lm. C/3, fig. 1), y tambin otros tipos de nubes.

NCLEOS DE CONDENSACINA fines del siglo XVIII, el fsico tarraconense Antonio de Mart Franqus haba ya previsto que las impurezas contenidas en el aire (fig. 2) sirven de ncleo de condensacin a las molculas de vapor de agua atmosfrico, tan pronto como ste alcanza el punto de roco. Tomando en abscisas las temperaturas y en ordenadas los gramos de vapor de agua por kg de aire seco, se obtiene un diagrama psicromtrico (fig. 6). A la vista del mismo se comprende que cuando se rebasa la curva de saturacin, las molculas de vapor de agua en exceso se condensan en forma de gotas pequesimas sobre las indicadas impurezas del aire, que pueden ser higroscpicas en alto grado -tales como diminutos cristalitos de sal, cuyo origen es la espuma del mar que arrastra el viento (fig. 2, nms. 1, 2 y 3)-, partculas carbonosas que provienen de la combustin incompleta (id., nm. 4), y hasta granos de polen (id., nm. 5). El dimetro de estos ncleos de condensacin es inferior a una miera (Ip = 0,001 mm), slo perceptibles con el microscopio electrnico. Las chimeneas industriales y caseras contribuyen a la difusin de las partculas carbonosas que contaminan la atmsfera (v. "smog, lm. C/6) en la cuanta de varios millones de partculas por cm3 en las ciudades y menos de 100 en los mares y regiones montaosas.

El profesor francs Henri Dessens ha recogido \ las pequesimas gotas de condensacin de una , neblina sobre finas telas de araa, observando

la cristalizacin de la sal cuando la gotita, al irse desecando, se convierte en una solucin sobre-

/ saturada. Tambin se pueden recoger las gotitas . sobre hilos muy finos obtenidos estirando entre

los dedos una solucin de plexigls en anilina 5 (fig. 3). Finalmente, es posible fijar las gotitas de ( una nube sobre un portaobjeto untado de acei- / te: siendo de mayor densidad las gotitas acuosas

se hunden bajo la capa de aceite, se conservan ( as durante algn tiempo y es fcil su observa- ) cin y contaje al microscopio (fig. 4).

Las nubes en forma de toca o bandera (lm. / C/5) depositan sobre la vegetacin las gotitas , que las forman y hasta impregnan las rocas

( porosas, permitiendo en Canarias, por ejemplo, J los productivos cultivos en arena.

EL ROCO Y EL RELENTE

/ La condensacin del vapor de agua en forma de ) pequesimas gotas sobre la superficie de los

cuerpos, cuya temperatura sea igual o inferior a ) la de saturacin del aire, constituye el rodo (fig. \ 5). Su importancia es considerable para la agri

cultura en los pases ridos o semiridos, donde ) el agua depositada de este modo puede superar ( a la de lluvia (Israel, Paraguay, costa N de Chile). .! Este fenmeno no se debe confundir con el relen- \ te, humedad del aire al enfriarse durante la ( noche, que se manifiesta por la cada de una llu- ) via finsima sin formacin previa de nubes, y 1 conocida con el nombre particular de sereno (del

latn "serenum", tarde o noche) cuando se produ- ce desde media noche hasta la salida del Sol./

(PROCESO ADIABTICO DE LA CONDENSACIN

\ La formacin de nubes y las precipitaciones se / producen por enfriamiento adiabtico del aire \ ascendente, proceso en que permanecen cons- ( tantes las cantidades de calor y de agua, es

decir, que la transformacin se efecta sin \ intercambio de calor con el exterior. El fen- ( meno es reversible si hay compresin adiabti- ) ca por descendencia (lm. F/5, figs. 5 y 6). Por ( ahora nos limitaremos a presentar un diagrama / adiabtico (fig. 7), de gran utilidad para repre- S sentar los datos de temperatura y humedad pro- / cedentes de los sondeos atmosfricos (lm. ) F/3), con el fin de analizar la estabilidad trmi- ( ca y otras caractersticas de las masas de aire

para efectuar la prediccin del tiempo.

ATLAS DE M ETEOROLOGA

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Las nubes: condensacin n . .ij precipitaciones 11,1

Fig. 1 - Conveccin poligonal en una capa delgada de aire, saturado de humo.

Fig. 2 - Diversos ncleos de condensacin vistos al microscopio electrnico.

Fig. 3 - Gottas de una nube al depositarse sobre hilos de plexigls (X100).

Fig. 4 - Gotitas de una nube sobre una lmina de vidrio untada de aceite, vistas al microscopio (X100).

Fig. 5 - Gotas de roco sobre los hilos de una tela de araa, tanto ms gruesas cuanto mayor es su punto de apoyo.

10 15 20 25Temperatura del termmetro. "C

Fig. 6 - Diagrama psicromtrico. Fig. 7 - Diagrama adiabtico.

LAS PRECIPITAC IO N ES37

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PROCESO DE LA PRECIPITACIN

Como ya hemos indicado (lm. C/1), las gotitas en que se condensa el vapor de agua atmosfrico se mantienen aparentemente en suspensin formando nieblas y nubes. Sin embargo, a pesar de su pequeez, estas gotitas no pueden sustraerse a la accin de la gravedad y su cada se produce muy lentamente, a la velocidad v, cuyo valor, segn la ley establecida en 1850 por el fsico ingls C. C . Stokes, se expresa por la frmula siguiente:

v = 1,3 r2 X 106,

en que res el radio de tales gotitas en cm. Esta velocidad es insignificante y puede ser anulada por una ligersima corriente ascendente del aire. Como sea que, por trmino medio, la dimensin de las gotitas en la mayora de las nubes es de unas 5 p de dimetro, su velocidad de cada es de 0,7 mm/s, o sea, algo menos de 1,3 metros de cada en media hora. A veces, de la base de un altocmulo cuelga como una cortina de lluvia, o virga, que se evapora antes de llegar a tierra. Fiara que se produzca verdadera lluvia es necesario que se formen por coales- cencia gotas algo ms gruesas, las cuales, venciendo la resistencia del aire, puedan llegar al suelo. Las gotas ms pequeas de lluvia apenas tienen 0,1 mm de dimetro, y cada una de ellas totaliza ms de un milln de gotitas de la nube originaria.En los grandes cmulos -particularmente en las regiones tropicales, cuya temperatura ambiente se halla por encima de 0 C-, las gotitas de las nubes suben arrastradas por las grandes corrientes de conveccin. Como resultado de las colisiones con otras gotitas, pueden alcanzar excesivo peso para ser sostenidas por la ascendencia, y bajan entonces adquiriendo cada vez mayor tamao por nuevas colisiones, fenmeno en cadena que motiva su salida de la nube y la produccin de un chubasco.En los pases septentrionales coexisten gotitas de agua en subfusin con cristales de hielo. Cuando asciende el aire caliente, la expansin lo enfra adiabticamente y se condensan gotitas de agua, las cuales engrosarn las partculas de hielo para dar cristales en estrella y stos, a su vez, al unirse entre s, constituyen los copos de nieve. Si la temperatura fuese inferior a 0 C se producira una nevada, pero si es ms alta, teniendo en cuenta el calentamiento adiabtico en el descenso, dan agua-nieve o slo gotas de

Las precipitaciones

) lluvia. La medida de la precipitacin (lluvia, \ chubasco, nieve, granizo...) se efecta por / medio del pluvimetro (fig. 3), expresndose ) en litros de agua precipitada por m2 de superfi- \ ci, o lo que es lo mismo, en milmetros de i altura del agua cada. Tambin se utilizan los : pluvimetros, que son pluvigrafos registrado-

\ res, que permiten saber la hora, duracin e intensidad de la precipitacin (fig. 4).

LA LLUVIA

\ Se diferencia la llovizna de la lluvia propia- / mente dicha porque se compone de gotas cuya

mayora es de dimetro inferior a 0,5 mm. La llovizna ha recibido diversos nombres locales:

/ calabobos en Castilla, orvallo en Galicia, chiri- ) miri en el pas vascongado, etc. Su frecuencia y

duracin es tanto mayor en las localidades expuestas a los vientos ocenicos cargados de humedad (fig. 1). El aguacero, chaparrn o chu-

, basco comienza y termina bruscamente, con / variaciones rpidas de intensidad.) Las trombas o mangas de agua (lm. G/4, figs.

1 a 4), de origen tormentoso, dan precipitacio- , nes muy copiosas y de corta duracin, produ-

cindose catastrficas inundaciones, como con- \ secuencia del desbordamiento de los ros, por , ejemplo: las del Ebro, en Tortosa, del 23 de

octubre de 1907; la riada del Turia, en Valen- . cia, del 14 de octubre de 1957; las inundacio-

/ nes del Valls y comarcas barcelonesas del 25 y 26 de octubre de 1962; las de Andaluca, en febrero de 1963 (fig. 2), las del curso bajo del

/ Jcar, por la rotura de la presa de Tous en octubre de 1982, etc.

LLUVIA DE BARRO, El polvo atmosfrico, si es abundante, produce S calinas y brumas (lm. C/6), pudiendo ser arras- ( trado por el viento desde las regiones secas y } desrticas hasta varios km de distancia (lm.

F/2, fig. 2) y, despus de permanecer en suspensin, se precipita mezclado con agua bajo

; la forma de lluvias de barro, por ejemplo las del 17 de abril de 1962, en Barcelona, y de 8 de

noviembre de 1966, en Alicante. El dimetro de las partculas de polvo es del orden de 1 p y disminuye cuando aumenta la distancia reco-

) rrida (figs. 5 y 6).

GRANIZO, ESCARCHA, ETC./ Si la temperatura del aire es inferior a 0 C, las ) precipitaciones adoptan el estado slido, con

ATLAS DE M ETEO R O LO G A38

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L a s p r e c i p i t a c i o n e s r . U s u m e d i d a H

Fig. 1 - La lluvia azota con frecuencia las calles de Santiago Compostela.

Fig. 2 - Inundaciones en cija (Sevilla), por desbordamiento del ro Genil en 1963.

Probeta

Fig. 3 - Pluvimetro de Hellman. Fig. 4 - Pluvigrafo de intensidades o de Jard (A), esquema del mismo (B) y pluviograma (C).

Fig. 8 - Escarcha depositada sobre el vidrio de una ventana, en la fra madrugada de un da invernal.

Orificio de salida

Pa cnicaMilmetros por minuto

Orificio de salida

Fig. 5 - Lluvia de barro, recogida en Barcelona el 27 XI. 1930( X 250).

Fig. 6 - Lluvia de barro, de igual fecha, recogida en Pars (X 250).

Fig. 7 - Pedrisco de gran tamao, mostrando estructura concntrica (reduccin: 1/8).

LAS PRECIPITAC IO N ES39

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Las precipitaciones

diversos grados de agregacin: copos de nieve, nieve granulada (si tales copos, al aglomerarse, dan granos de 1 a 4 mm), granizo o pedrisco (de mayor tamao, que puede llegar a 1 kg de peso). El pedrisco se origina en cumulonimbos tormentosos (lms. E/2 y G/3) y causa daos de consideracin a personas y cultivos.Al congelarse el roco (lm. D/1), da la escarcha o helada blanca (lm. D/3). El vapor de agua, procedente en gran parte de nuestra respiracin, se sublima sobre los vidrios de las ventanas, en habitaciones con escasa o ninguna calefaccin (fig. 8).

OTROS HIDROMETEOROSProsiguiendo la enumeracin de ejemplos de hidrometeoros slidos, diremos que la helada blanca se puede producir artificialmente por aspersin (fig. 1), con el propsito de proteger del fro a frutos, flores, hojas o brotes tiernos. De este modo se precipita una capa finsima de hielo, a 0 C, que los asla del ambiente, a temperatura mucho ms baja, tal como consigue el esquimal al refugiarse en su "igloo" construido con bloques de hielo.Las superficies, tanto horizontales como verticales, que son azotadas por la lluvia o llovizna en subfusin, sirven de soporte a capas homogneas y transparentes de hielo, constituyendo la lluvia helada o vergls (fig. 2), con evidentes daos sobre lneas telefnicas y cables elctricos. El depsito de hielo sobre las aeronaves, al atravesar nubes cuyas gotitas estn subfundidas, constituye el engelamiento, tan peligroso para la navegacin area. Del mismo gnero, al nivel del suelo, son los carmbanos de hielo, a modo de manguitos o estalactitas, llamados en cataln caramelles, por su transparencia que recuerda la del caramelo. Por el invierno, en los pases de alta montaa, son frecuentes los fenmenos de congelacin a causa de la niebla helada (la "boira gebradora" de los Pirineos orientales), que deposita sobre los objetos verticales a modo de banderas de hielo duro, cuyo crecimiento se efecta de cara al viento y que llegan a alcanzar algunos decmetros de longitud (fig. 3): constituyen la cen- cellada o cenceada.En la estratosfera, el aire enrarecido ofrece muy poca resistencia al vuelo de los aviones, que consumen all menos carburante que en la troposfera. La baja temperatura reinante (lm. A/2, fig. 4), todava ms baja a consecuencia de la expansin adiabtica del escape, es causa de que la humedad que emana del motor o de los motores de los aviones de propulsin "en chorro" se sublime en forma de cristales de hielo,

dejando una estela que puede durar algunos minutos. El mismo fenmeno de sublimacin se produce al nivel del suelo en los pases polares (fig. 4) y se observan carmbanos de igual origen en las cuevas abiertas en los propios bloques de hielo (fig. 5). En todos estos casos, el punto de roco (lm. D/1) se halla por debajo de 0 C.

FORMACIN DE LOS CRISTALES DE NIEVEEl gelogo sueco G. Nordenskjld, en 1895, dio a conocer sus observaciones sobre los copos de nieve, constituidos por cristales o aglomeraciones de cristales hexagonales (fig. 7). Al parecer, la diversidad de formas de tales cristales estn en relacin con las condiciones trmicas de la atmsfera, sobresaturacin y concentracin de vapor. Tambin influyen las caractersticas de la nube madre. Segn las Investigaciones de H. K. Weickmann, entre 0 y -15 C, en la baja troposfera, se forman delgadas capas hexagonales, de 50 p a 0,5 mm de dimetro, en nubes del tipo de los nlmboestra- tos y los estratocmulos, y, alguna vez, estrellas de estructura arborizada o dendrtica, de 0,5 a 5 mm de dimetro. Segn el mismo autor, en la troposfera media, entre -15 y -30 C, en altos- tratos y altocmulos, se forman delgadas laminillas hexagonales de unas 200 p de dimetro. Finalmente, en la alta troposfera, a temperaturas inferiores a -30 C, en cirros aislados, se originan prismas arracimados de 1 mm de dimetro y otros sencillos y huecos, de 0,5 mm de longitud, y en cirrostratos prismas completos y aislados, de unas 100 p de longitud. La presin de vapor, expresada en mb, sera de 6 a 1,9 en el primer caso; de 1,9 a 0,8 en la troposfera media, y de 0,8 a 0,6 para las nubes ms altas.El meteorlogo ingls B. J. Masn, profesor de Fsica de las nubes en la Universidad de Londres, estableci, en 1950, una teora general acerca del desarrollo en cada caso de un cristal de nieve, en relacin con su estructura molecular y superficial, movimiento de cada y condiciones meteorolgicas. En su laboratorio logr reproducir una gran cantidad de cristales de hielo, de unas 50 p de dimetro, con caractersticas anlogas a las de los cristales naturales. Rara ello, en una nube de finsimas gotas de agua subfundidas introduca cristales de nieve carbnica como precipitante. Gracias a la obtencin de rplicas con materia plstica (solucin de formol en dicloruro de etileno), Masn pudo estudiar al microscopio, con todo detalle, la estructura de los pequeos cristales de la nieve.

A TLAS D E M E TEO R O LO G A40

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Hidrometeoros j * *slidos B H H 1

Fig. 1 - Helada blanca, provocada Fig. 2 - Vergls o lluvia helada, sobre hilos tele- Fig. 3 - Cencellada favorecidaartificialmente por aspersin. fnicos. por el viento en el Montseny.

Fig.4 - Flores de hielo, por sublimacin, en el rtico.

Fig. 5 - Cueva de hielo, en la Antrtida. Fig. 6 - Pistas apropiadas para deportes de nieve en los Alpes.

Fig. 7 - Copos de nieve ( X 10), revelando la asociacin de cristales de simetra hexagonal.

LAS PRECIP ITAC IO N ES41

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I Las precipitaciones

DISTRIBUCIN GEOGRFICA DE LAS PRECIPITACIONESLa fig. 1 muestra, de un modo sinptico, la C suma anual de las precipitaciones acuosas ) sobre la superficie terrestre. En principio, la S regin ecuatorial recibe grandes cantidades de ( lluvia: en muchas localidades totaliza 3 metros ) de espesor a lo largo del ao y en algunas pasa \ de 4 metros. Un caso extraordinario es el de Cherrapundji, en la regin de los monzones ) (lm. F/5), donde la media de 25 aos ha sido C de 12.087 mm anuales.Una regin de desiertos, que coincide con la de calmas subtropicales, se encuentra a uno y / otro lado de la regin ecuatorial, aunque con ) aquellas interrupciones impuestas por la distri- ( bucln geogrfica de tierras y mares. De un / modo general, la lluvia es ms abundante en S la fachada martima que en el interior de los ( continentes, a excepcin de los grandes maci- ) zos montaosos con lluvias orogrficas o de \ relieve. /

REGMENES PLUVIOMTRICOSLa suma anual de las precipitaciones raramente ( se distribuye de una manera uniforme a lo largo del ao, como se puede apreciar en la fig. 2. La \ reparticin de las precipitaciones totalizadas / mensualmente constituye un factor del clima ) tan importante como la variacin anual de la . temperatura (lm. B/2): es lo que se llama rgi- ' men pluviomtrico de una localidad dada. Las \ variaciones de la pluviosidad condicionan el tipo de las formaciones vegetales, de las diver- ) sas asociaciones de animales y plantas y hasta V la actividad humana, como tendremos ocasin 1 de explicar en lugar oportuno (lms. J/1 a J/4): .en frica, por ejemplo, la selva virgen, con sus , pueblos primitivos, corresponde al rgimen ) ecuatorial; los parques y bosques en galera, \ con poblaciones agrcolas y sedentarias, a la / regin subecuatorial; la sabana, que evoluciona \ gradualmente a la estepa y al desierto, es la ( zona de paso para pueblos pastores y guerreros ) (hamitas, wahuma y peuls) y centro de irradia- \ cin de los estados sudaneses all fundados. / He aqu los principales tipos de regmenes plu- ) viomtricos, establecidos por el profesor Emm. ( de Martonne y representados en la fig. 2:A. Zona intertropical. Su rgimen depende de \ la altitud. Segn que sta sea mayor o menor, / habr una o dos estaciones lluviosas, que ) corresponden al paso del Sol por el cnit, con v

fuerte calentamiento, ascendencia y expansin del aire, y, en consecuencia, enfriamiento y condensaciones. Comprende tres regmenes:1) Rgimen ecuatorial, sin estacin seca, con dos mximos de lluvia coincidiendo con los equinocios de primavera y de otoo. Ejemplo: Mengo, en Uganda, frica.2) Rgimen subecuatorial, con dos estaciones lluviosas, separadas por un perodo seco corto y otro ms largo, cuya importancia respectiva vara segn que la localidad se halle al N del ecuador (Port au Prince, en Hait), o al S (Kin- shasa, Zaire)3) Rgimen tropical, con un largo perodo seco, que corresponde a los meses de julio a septiembre en el hemisferio S (Blantyre, en Nyas- sa), o a los meses de noviembre a abril en el hemisferio N (Ciudad de Mxico).B. Regmenes desrticos. Lluvias slo ocasionales. En algn caso, con lluvias de invierno (desiertos transcaspianos), degeneracin del rgimen mediterrneo; o con lluvias de verano, degeneracin del clima continental, en Siberia meridional.C. Regmenes subtropicales mediterrneos. Enla fig. 2, nm. 4, se dan tres variantes: en el hemisferio N, tipo martimo (Lisboa), tipo continental Oerusaln); en el hemisferio S (Perth, en Australia).D. Regmenes de latitudes ms elevadas. (Fig. 2, nm. 5). Tipo continental, con mximo de lluvias por el verano (Munich, en Alemania); tipo martimo, en que todos los meses son lluviosos, pero hay un mximo en invierno (Brest, en Francia; Olympia, en E.U.A.). (Id., nm. 6.) Tipo de transicin subcontinental, con dos mximos de pluviosidad (Pars y la mayor parte de Europa); tipo submediterrneo, con mximo de lluvias en primavera (San Luis de Mississipi, E.U.A.), diferencindose del rgimen mediterrneo propiamente dicho, con lluvias de invierno, y del continental, con lluvias de verano.E. Rgimen de los monzones. Presentamos cuatro variantes en la fig. 2, nm. 7. En general, el perodo de lluvias corresponde al monzn de verano (Bombay, India). Pero, a causa del relieve y la orientacin de las cordilleras, puede haber lluvias con el monzn de invierno (Madrs, en el golfo de Bengala). Una atenuacin de rgimen monznico, aunque con sequa invernal, es el de Tokio. En Australia, p. ej. en Cooktown, existe un rgimen monznico muy acentuado, aunque con perodo seco que corresponde al de lluvias del hemisferio boreal.

ATLAS DE M E TEO R O LO G A42

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Distribucin de las l luvias n , 4il regmenes pluviomtricos

Menos I Jd e 2 5 Q mm

250 a 500 mm

500 a 750 mm ms de 2.000 mm I

Fig. 2 - Curvas representativas de los principales regmenes pluviomtjicos, segn Emm. de Martonne. En ordenadas se expresa la altura,absoluta de la lluvia mensual, en milmetros. El total anual sigue al nombre de la localidad.

Fig. 1 - Mapa de isoyetas o curvas de igual lluvia media anual, segn Supan.

LAS PRECIPITAC IO N ES43www.FreeLibros.me

^ F e n m e n o s p t i c o s , a c s t i c o s q e l c t r i c o sFENMENOS PTICOS EN LA ATMSFERATenemos en primer lugar el color del cielo diurno, que se ha calificado de azul celeste: se debe a la difusin de la luz solar por las molculas del aire. Si no existiera la atmsfera, tal como ocurre en la Luna, o si alcanzara el enrarecimiento de la estratosfera, el cielo aparecera de color negro y el Sol se presentara a nuestra vista a modo de un agujero circular brillantsimo.La indecisa luminosidad del cielo nocturno, segn el prof. Alfred Kastler (premio Nobel 1966), se debe a las rayas del espectro del oxgeno atmico y del sodio, con fina resonancia. El Observatorio Astrofsico del Teide (Tenerife), en colaboracin con la Universidad de Burdeos, estudia el cielo nocturno y la luz zodiacal.

ARCO IRIS (fig. 1)

Aparece cuando llueve en la parte del cielo diametralmente opuesta a aquella en que luce el Sol. Se compone de dos arcos, uno de ellos ms brillante, de unos 42 de radio, en el cual el rojo ocupa la parte exterior y el violeta la interior, y otro ms dbil, de unos 51, en que el orden de los colores es inverso (fig. 2). Dichos arcos, segn Descartes (1637), se producen por reflexin total y dispersin de los rayos luminosos en el interior de las gotitas de agua de lluvia, en el primero de ellos, y por dos reflexiones, en el segundo, lo cual explica la inversin de los colores. A veces se observan franjas violetas y verdes, llamadas arcos supernumerarios. Sobre el roco que cubre un csped se puede llegar a producir una especie de arco tendido, horizontal. En el llamado arco de niebla, ms blanquecino, los colores aparecen mezclados, y es observable desde las montaas elevadas o desde los aviones sobre un mar de nubes.

HALOS (figs. 3 y 4)

Ms raramente que el arco iris puede observarse un anillo blanco, de unos 22 de radio aparente, que rodea al Sol, algo rojo en el interior y violeta, muy plido, en el exterior. Es el llamado halo normal o principal. A veces, en torno de l, vemos otro mayor, llamado gran halo, de 46 de radio aparente, mucho ms dbil y, por lo general, incompleto, y con los colores dispuestos en el mismo orden. Tambin se observan el crculo parhlico y los arcos circuncenital, tangente inferiore infralaterales (fig. 3). En la interseccin

de los halos co