1 La atmsfera

Propiedades de la atmsfera

Composicin

La capa de aire que rodea a la Tierra es una mezcla mecnica e muchos gases en la cual se hallan en suspensin cantidades aria bles de partculas de materia slida y lquida. Las molculas ;aseosas pueden moverse libremente, si bien la atraccin de la frayedad impide que escapen de la atmsfera. La temperatura es t.:.na medida del movimiento molecular y la fuerza de la grave-C:ad depende de la masa del cuerpo; se deduce que los cuerpos ?equeos de temperatura elevada, como el planeta Mercurio, so-:a::nente pueden retener las molculas gaseosas ms pesadas. La Tierra tiene masa y temperatura suficientes para retener una C.elgada en vol tura de gases que desempea un papel complicado ?ero muy importante en los procesos vitales.

En la figura 1 se expone un resumen de cuanto se conoce acerca de la composicin de la atmsfera. Hasta una altura de unos ochenta kilmetros sus gases estn relativamente bien mezclados. E n esta capa, llamada homosfera, la proporcin de cada gas constituyente, con escasas excepciones,, es bastante constante en general. En contraposicin, en la heterosf era, por encima de los ochenta kilmetros, los diversos gases tienden a formar estratos de acuerdo con sus pesos, com~ ocurre con los lquidos de diferente densidad.

En una muestra de aire puro y seco de la homosf~ra, el n itrgeno ocupa alrededor de setenta y ocho por ciento del vo-

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lumen, el oxgeno alrededor de veintiuno por ciento, el argn casi uno por ciento, el dixido de carbono solamente 0,03 /o, y otros gases como el nen, el helio, el metano, el criptn, el xenn, el hidrgeno y el ozono forman slo una centsima parte del uno por ciento restante. Las propiedades qumicas de estos gases tienen gran inters para el bilogo porque algunos de ellos, como el ni-

tr~no, el oxgeno y el dixido de carbono intervienen en los procesos de la vida. Sin embargo, la entrada y la salida de gases en los organismos es tan lenta que ejerce muy poco efecto en la concentracin de los gases en la atmsfera, y el meteorlogo nor-malmente no se ocupa en ellos. El dixido de carbono y el ozono son excepciones. Como se expondr ms adelante, ambos gases desempean un pape en e equilibrio energtico de la Tierra y su atmsfera. La cantidad de dixido de carbono vara mucho de unos sitios a otros debido a diferencias en la velocidad de produc-cin y de absorcin. As, por ejemplo, sobre las ciudades donde se consumen grandes cantidades de combustibles fsiles como carbn de piedra y derivados del petrleo, la concentracin suele ser alta. Se ha especulado acerca de un aumento del promedio de C02 debido al aumento del consumo de dichos combustibles durante los ltimos cincuenta aos, lo cual podra modificar el equilibrio trmico de la atmsfera.

El aire nunca es completamente puro ni est completamente seco. Siempre contiene cierta cantidad de agua en estado gaseoso, que en algunas ocasiones puede alcanzar hasta 4 /o del volumen~ Sin embargo, esta cantidad vara muchsimo tanto en el tiempo como en el espacio. El agua es la nica sustancia que puede existir en los tres estados -gaseoso, lquido y sli9o- a la~ temperaturas que normalmente hay en la Tierra. El ciclo de transicin entre dichos estados se efecta continuamente y desempea un papel importante en la conservacin de la vida. Pero adems, estos cambios de fase del agua tienen otro papel en la atmsfera que interesa sumamente al meteorlogo. Durante el paso del estado slido o lquido al gaseoso, las molculas de agua precisan energa trmica que obtienen del aire que las rodea, y cuando vuelven al estado lquido o slido liberan la misma cantidad de energa en el ambiente. De esta suerte, el calor consumido en un lugar durante la evaporacin puede quedar en libertad en un lugar totalmente distinto durante la condensacin. Es sta una manera eficaz de transportar calor a grandes distancias.

El ozono se encuentra_ en_ cantidades pequesimas en las proximidades de la superficie terrestre, generalmente inferiores a

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una cienmillonsima parte del total. Si fuese posible traer todo el ozono de la atmsfera a la superficie terrestre, a la temperatura y a la presin del nivel del mar, formara una capa de slo 2,5 mm de espesor. Como puede observarse en la curva de la figura 1, aunque la concentracin de ozono es baja a todos los niveles de la atmsfera, hay una elevacin notable alrededor de los 30 km de altitud. Pese a su escasa cantidad, el ozono tiene gran impor-tancia en la trans.ferencia de energa radiante que se realiza en la atmsfera. Gracias a su intensa absorcin de la luz ultravioleta procedente del Sol, son pocas las longitudes de onda letales de ste tipo que llegan a la superficie terrestre. Se cree que el ozono atmosfrico (03 ) se forma cuando entran en colisin un tomo de oxgeno (0), una molcula de oxgeno (02 ) y una tercera partcula cataltica como el nitrgeno. El oxgeno atmico se forma en la atmsfera por escisin del oxgeno molecular bajo la accin de las radiaciones solares de onda muy corta; obsrvese en la figura 1 que la produccin de oxgeno atmico adquiere especial importancia en la heterosfera. El mximo de ozono cerca de los 30 km de altitud obedece al parecer a un equilibrio de dos factores: la disponibilidad de energa solar de onda muy corta para producir oxgeno atmico, que va disminuyendo a medida que atraviesa las capas superiores de la atmsfera, y una densidad suficiente d ,e partculas para que puedan producirse los choques requeridos.

En el aire existe gran variedad de partculas en suspensin. Figuran entre ellas las partculas finas de polvo .arrastradas por el viento en los terrenos expuestos; el holln de los incendios fo-restales o industriales, instalaciones industriales y volcanes; el polen y los microorganismos elevados por el viento; el polvo me-terico; y las sales que penetran en la atmsfera cuando se '-vaporan los rociones del ocano. Las partculas grandes pean d masiado para permanecer largo tiempo en el aire, pero existen 1nuchas, de tamao tan pequeo que no son perceptibles a simple vista, que permanecen en suspensin durante meses e incluso aos. l.as partculas diminutas de polvo arrojadas a gran altura en la n l rnsfera por la violenta erupcin del volcn Krakatoa, en las Indias orientales, en 1883, dieron la vuelta al globo durante al 111 nos dos aos. El nmero de partculas no gaseosas de todas llascs que hay en la atmsfera es sumamente variable, oscilando c.llsde slo algunos centenares por centmetro cbico en el aire 111uy claro hasta varios millones por centmetro cbico en el air" cargado de humo. El promedio sobre las ciudades es de unas i nto cincuenta mil por centmetro cbico.

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El conjunto de partculas sljdas del aire suele denominarse polvo. La presencia de polvo en la atmsfera es importante no slo porque influye sobre la transparencia del aire, sino porque en su ausencia no se producira condensacin apreciable. Ciertas clases de polvo, especialmente las sales, son .higroscpicas, es decir, atraen el agua. Estos ncleos higroscpicos permiten la condensacin cuando la concentracin de vapor de agua en el aire es -relativamente baja.

La separacin de los gases de acuerdo con su peso molecular comienza a hacerse evidente en la heterosfera. Ms importante todava es el hecho de que una gran parte del aire est formada por partculas con carga elctrica. Esta electrificacin es pro-ducida por las intensas radiaciones de onda corta (ultravioleta y X) procedentes del Sol, que son absorbidas por las partculas del aire. En este proceso se separan electrones de los tomos y par-tculas, producindose as electrones libres y partculas con carga positiva. Es evidente que la velocidad de produccin de iones depender de la densidad de las molculas y tomos disponibles para la ionizacin y de la intensidad de la radiacin; la primera disminuye, mientras aumenta la segunda al aumentar la altura sobre la superficie terrestre. La captura de electrones por las partculas positivamente cargadas tambin depender de la den-sidad del aire, pues la probabilidad de que choquen cuando estn muy prximas es mayor que cuando disponen de mucho espacio. El resultado de la combinacin de estos factores es la existencia de un mximo de electrones libres a unos 350 km de al tura, dis-puestos en capas cuya distribucin es bastante complicada.

Esta porcin de la atmsfera cargada elctricamente, llamada ionosfera, resulta muy til para las comunicaciones por radio, pues refleja sus ondas. Las transmisiones alrededor del mundo se efectan gracias a que las ondas de radio, que . se propagan en lnea recta, se reflejan entre la ionosfera y la superficie terrestre.

La distribucin de la densidad de electrones con la altura no es constante. Se produce una variacin diurna en la fuerza de algunas capas que obedece cambios en la intensidad de la radiacin solar. Adems, ocasionalmente ocurren alteraciones io.nosfricas sbitas y tormentas ionosfricas relacionadas con alteraciones solares. Estas alteraciones duran de quince a treinta minutos y son pro ducidas por brotes o estallidos de energa ultravioleta procedente del Sol que provocan un aumento repentino de la produccin de ~ electrones. Corno los electrones absorben parte de la energa de las ondas de radio que llegan a ellos, un aumento sbito de su nmero

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puede llegar a debilitar la energa radiada, dando lugar a los des vanecimientos de las comunicaciones en la cara de la Tierra iluminada por el Sol. Las tormentas ionosfricas, que pueden desencadenarse de da o de noche y durar horas o das, s e cree que son causadas por chorros de partculas cargadas emitidas por el Sol. Estas partculas que se mueven a gran velocidad, guiadas a los polos por el campo magntico terrestre, no slo ionizan el aire, sino que tambin producen los magnficos espec-tculos de las auroras boreales y australes.

T em peratu ra

La distribucin vertical de la temperatura media mostrada en la figura 1 nos prporciona otra base para dividir la atmsfera en capas. En ca a inferior o troposfera la temperatura dismi-nuye con la altura p or trmino medio a razn de 6,5 C/km. En esta capa; -las crrientes - verticales de conveccin, puestas el? rnarcha principalmente por el calentamiento desigual de dicha capa por la superficie terrestre, mantienen el aire en agitacin constante. Prcticamente todos los cambios climticos y las nubes, y la mayor parte del polvo y del vapor de agua de la atmsfera :se hallan en esta capa turbulenta. Su lmite superior, llamado tropopausa, se halla a una altura de unos diez kilmetros por tr-1mino medio, pero vara con las estaciones del ao y con la latitud e incluso de un da a otro en el mismo lugar. La tropopausa se halla a una altura de quince o diecisis kilmetros sobre el ecuador y solamente a cinco o seis kilmetros sobre las regiones polares. Suele estar a mayor altura en verano que en invierno. ~

En la estratosfera, cuyo lmite superior est a unos cincuenta kilmetros, la temperatura es primero constante. Luego aument! l'On la altura, alcanzando .en la estratopausa una temperatura n1uy poco inferior a la del nivel del mar. Las nubes y las corrientes de conveccin verticales de aire formadas cerca de la superficie terrestre no suelen penetrar mucho en la estratosfera. El aire de. esta capa es seco. El aumento de temperatura con la altura puede explicarse por la absorcin de radiaciones de onda corta por el ozono.

La mesosfera es la zona entre los 50 y los 85 km en la cual Ju temperatura disminuye rpidamente con la altura, llegando a los -95 _ C en la mesopausa, que es el punto ms fro de la atms-

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fera. En esta capa existen probablemente fuertes corrientes ver-ticales de conveccin.

Por encima de la rnesosfera la temperatura aumenta rpida-mente primero y ms lentamente despus, con la altura. Esta capa caliente se llama termosfera. A alturas superiores a los 500-600 k~ la densidad de las partculas es tan baja que son raros los choques entre ellas y algunas escapan a la atraccin gravitatoria de la

.. Tierra. Esta zona, que seala la transicin de la atmsfera te-rrestre al gas tenue de los espacios interplanetarios, se denomina exosfera.

Caractersticas de los gases La materia puede existir en tres estados: slido, lquido y

gaseoso. Casi todas las sustancias de la Tierra se presentan natu-ralmente en un solo estado. Las caractersticas generales de cada uno de los tres estados son bien conocidas. Los slidos no cambian de forma ni fluyen, mientras que los lquidos y los gases se defor-man fcilmente y fluyen (por lo cual se llaman tambin fluidos); el espacio ocupado por un slido o por un lquido no se altera fcilmente, pero un gas se expande hasta ocupar todo el volumen disponible (decirnos que los gases son compresibles). Es.tas ca-ractersticas se explican en gran parte teniendo en cuenta el gr~do de fijacin entre s de las molculas de la sustancia: en un slido estn fijas en una posicin y sus movimientos quedan limitados a breves oscilaciones de sus posiciones medias; en un lquido las molculas disfrutan de una considerable libertad de movimientos, pero estn unidas a la masa del lqui~o con fuerza suficiente, de tal suerte que no son capaces de aumentar las distancias indivi-duales moleculares; en un gas, la adhesi.n entre las molculas es dbil, stas se hallan relativamente separadas y pueden moverse con relativa libertad por todo el volumen ocupado por el gas.

Nos ocuparemos principalmente en las propiedades genera-les, especialmente en las de los gases. Aunque ocasionalmente mencionemos las molculas y tomos durante las explicaciones, nos interesarn principalmente las poblaciones de molculas y tomos y su comportamiento en cuanto grupos.

Una de las propiedades generales de un gas es el espacio que un nmero determinado de sus partculas es capaz de ocupar. Al nivel del mar hay unas 25 X 1018 molculas 1 de aire por cent-

1 La propia molcula tiene un volumen de solamente 6 x 10-24 cm3 , de modo que el espacio libre es unas diez mil veces mayor que el Ocupado.

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metro cbico. El nmero de molculas por unidad de volumen (25 X 1018 molculas por centmetro cbico al nivel del mar), decimos que es la densidad molecular del gas. Es ms corriente referirse a la masa total de molculas que a su nmero, y en es.te caso se expresa la densidad como el nmero de gramos contenidos en cada centmetro cbico. Junto al nivel del mar 1 cm3 de aire contiene una masa de aproximadamente 1,2 X 10-3 g (0,0012 g), de suerte que la densidad es 1,2 X 10-3 gramos por centmetro cbico.

Otra propiedjtd importante de los fluidos es la pr:esin, que se define como la fuerza por unidad de sup~fi.cie ejercida en cual-quiera de ellas por el bombardeo de las molculas del fluido en mQYimiento..- Atrada sobre la Tierra por la fuerza de la gravedad, la atmsfera terrestre ejerce una fuerza total por unidad de su-perficie equivalente a 1,033 kg/cm2 al nivel del mar. En el sistema cegesimal, la presin estndar a nivel del mar es de 1 013 250 dyn (dinas)/cm2 Como la dina por centmetro cuadrado es una unidad sumamente pequea y difusa, se ha introducido una nueva unidad de presin, el bar, que equivale a 1 000 000 de dyn/cm2 E n meteorologa se usa mucho el milibar (abreviado, mbar, e ig ual a 1/1000 bar). La presin de una atmsfera estndar es, .as, de 1013,25 milibares.

Los gases son fcilmente compresibles, hecho ilustrado por la distribucin de la presin con respecto a la altura dada en la fi-gura 1 y en la tabla del apndice 3. E~ el agua la presin aumenta casi exactamente en proporcin con la profundidad bajo el nivel d e l mar, pero no ocurre lo misn10 en la a tmsfera. Como puede ollservarse en la referida tabla hay que ascender 2500 m para que la presin descienda 25 / o (unos 250 mbar) de su valor al nivel d e l mar, pero hay que subir 3000 ms para obtener un nuevo d e scenso de 25 o/o, y otros 5000 para otro 25 / o; en la capa com-p rendida entre el nivel del mar y los 5500 m, la presin disminuye ~ 18 robar, pero en la capa comprendida entre los 30 000 y los

5 000 m, el descenso es inferior a 3 mbar. Es evidente que el aire d e la por_cin inferior de la atmsfera es comprimido por el peso d e l aire situado encima. Esta compresibilidad caracterstica de los gases es de .gran importancia en los procesos atmosfricos. Corno se indicar ms adelante, se producen en la atmsfera de manera natural expansiones y compresiones rpidas que desem-pean un importante papel en el estado del tiempo.

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Leyes de los gases

Recordaremos al lector dos leyes fundamentales sobre el com-portamiento de los gases en las cuales se relacionan las propie-dades de temperatura, densidad (o volumen), y presin. 1) Ley de Boyle: si la temperatura de un gas se modifica, su densidad vara directamente con la presin. En forma simblica, p a., d, o p = kd, donde p es el valor. de la presin, d la densidad y k una 'onstante. 2) Ley de Charles: si la presin de un gas se mantiene constante, el volumen es proporcional a la temperatura. Esto sig-nifica que para una cantidad dada de masa, la densidad (masa por volumen) es inversamente proporcional a la temperatura cuando la presin se mantiene constante; es decir, la densidad diS1:Ilinuye cuando la temperatura aumenta, y viceversa. En otras palabras, a la misma presin el aire fro es ms denso que el aire caliente.

Observacin de la atmsfera

Algn tipo de observacin del tiempo meteorolgico se ha venido efectuando desde tiempos remotos, pero la medicin sis-temtica de los elementos no se inici hasta que se inventaron los instrumentos en los siglos XVII y XVIII. Hasta el siglo xx las me-diciones se limitaron al aire prximo al suelo. Las determinaciones sistemticas de la mayor parte de la atmsfera terrestre siguen siendo escasas incluso ahora.

La descripcin completa del estado de la atmsfera requiere la medicin de docenas de cantidades. Algunas variables, como la temperatura, la presin, el viento y la humedad, tienen gran aplicacin en la prediccin del tiempo y por consiguiente gozan de preferencia; otras, como la concentracin de ciertos gases y polvos, y la carga elctrica, presentan inters ms limitado. Exa-minaremos las cantidades que son medidas ms a menudo por el meteorologista.

La determinacin del estado de la atmsfera es sumamente difcil. Adems del requerimiento corriente de que un instrumento mida con precisin aquello que debe medir, el instrumento meteo-rolgico ha de ser lo suficiente robusto para resistir a los elemen-tos: la fuerza de vientos intensos, la accin corrosiva de la hu-medad elevada y del polvo arrastrado por el viento, los fros y calores extremados. Otra dificultad es la inaccesibilidad de gran

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parte de la atmsfera, de suerte que se han de construir ins tru-mentos capaces de transmitir los datos a puntos distantes d e l suelo; han de ser resistentes y ligeros para ser elevados. mediante globos y cohetes y lo bastante baratos para poder.Jos usar en las grandes cantidades necesarias para observar la atmsfera. Final-mente, las mediciones meteorolgicas han de ser representativas, objetivo difcil de alcanzar, teniendo en cuenta el enorme tamao de la atmsfera y las relativamente pocas observaciones que pueden efectuarse. El tornar la altura del agua en un pluvimetro de 20 cm de dimetro corno ndice represen ta tivo de la lluvia cada en un rea determinada de muchos kilmetros cuadrados equivale a suponer que la altura de un solo estudiante tornado al azar re-presenta el promedio de altura de toda una universidad.

Temperatura

Un termmetro es un aparato que permite medir el grado de calentamiento o de enfriamiento de un cuerpo en una escala nu-mrica. Esto suele efectuarse relacionando cambios fsicos del termmetro con los cambios de temperatura. As, por ejemplo, en

1 termmetro corrient~ de mercurio se relaciona el aumento de volumen del metal con el aumento de la temperatura. Otro mtodo para medir la ternpertura de un cuerpo es relacionar cambios en las propiedades del propio cuerpo con los cambios de temperatura. El color del acero en un cubilote constituye un buen ndice de su temperatura; la velocidad de las ondas sonoras en el aire depende de su tern pera tura.

En meteorologa se han utilizado casi todos los tipos de apa-ratos medidores de la temperatura, pero el tipo de expansin es I de uso ms corriente en las observaciones efectuadas cerct de la superficie terrestre, por su resistencia y economa. El term-metro corriente de lquido encerrado en vidrio tiene amplio uso n meteorologa. Los termmetros de este tipo que registran la t mperatura mxima o mnima en un perodo determinado re-quieren ligeras modificaciones. El termmetro de mxima tiene una estrangulacin del calibre del tubo de vidrio inmediatamente ncima del depsito; cuando aumenta la temperatura el mercurio

utraviesa la angostura, pero cuando desciende, el peso del mer-curio de la columna es insuficiente para forzarlo a atravesarla de nuevo y la cima de la columna de mercurio indica el punto ms ulto alcanzado. Para volver a ponerlo a punto se sacude el term-

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metro forzando el mercurio a travs de la constriccin del tubo capilar.

El termmetro de mnima contiene alcohol con un pequeo ndice de vidrio en forma de pesa de gimnasia en el interior de la columna de alcohol. Este se mantiene inmediatamente debajo del menisco de la columna de alcohol por la tensin superficial. Con el termmetro montado en posicin horizontal, cuando el al-cohol se contrae, el menisco arrastra el ndice; pero cuando el alca.bol se dilata, el menisco avanza, dejando el ndice en el punto inferior. Para ponerlo a punto basta inclinar el termmetro has.ta que el ndice vuelva a estar en contacto con el menisco.

Para registrar la temperatura se utilizan tambin termmetros del tipo de expansin, ya sean bimetlicos o de Bourdon, que mueven una palanca con una plumilla que inscribe un trazo en un papel especial montado en un cilindro movido por un mecanismo de relojera. En los termostatos se usa de ordinario el termmetro bimetlico. Se sueldan y enrollan dos lminas metlicas de dis-tinto ndice de dilatacin en los cambios de temperatura. La dife-rencia de expansin de las lminas produce cambios de la curvatura del elemento a medida que cambia la temperatura; fijando un extremo, el otro queda en libertad para mover la palanca-plumilla inscriptora que registra la temperatura. El termmetro de Bourdon consiste en un tubo metlico plano, curvado, lleno de lquido; a medida que el volumen del lquido cambia con la temperatura, se modifica la curvatura del tubo, lo cual puede utilizarse para mover la palanca registradora de manera similar a la de la cinta bimetlica.

El uso principal de los termmetros elctricos en meteorologa es en las radiosondas, que se fijan a un globo y transmiten la tem-peratura, presin y humedad por radio a medida que ascienden en la atmsfera. Hay dos tipos generales de termmetros elc-tricos: 1) el que opera basndose en el principio de que las dife-rencias de temperatura en las uniones de dos o ms alambres metlicos diferentes en un circuito producirn una corriente elc-trica; 2) el de resistencia, que se basa en el principio de que la resistencia al paso de la electricidad en una sustancia depende de su temperatura. Los ltimos son los que se usan en las radio-sondas. Los elementos cermicos que se emplean corrientemente se llaman termistores.

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Medicin de la temperatura

La obtencin de las temperaturas vlidas del aire no es sencilla. El aire es un mal conductor del calor y es transparente a las radiaciones, especialmente a las de onda corta emitidas por el S o l. La confirmacin de lo que decimos queda demostrada cuando nos movemos unos pasos desde una zona de sombra a otra de sol; aun siendo prcticamente igual la temperatura del aire, notarnos mucho ms calor en la zona de sol. O bien, cuando nos ponemos frente a una hoguera, el lado ms prximo al fuego se asa mien-tras que la parte contraria se hiela.

Muchos termmetros absorben la radiacin mejor que el aire. Absorben energa del sol y de otros objetos calientes que el aire a traviesa. Si queremos que el termmetro mida la temperatura del aire hemos de evitar que. tales radiaciones lleguen a l, lo cual se consigue protegindolo con pantallas que permitan al mismo tiempo su contacto con el aire. Para lograr este objetivo se coloca ... termmetro dentro de un tubo muy pulimentado que permita

libremente el paso del aire a su alrededor. Sin embargo, cuando se usan varios aparatos para medir la temperatura, es conveniente a lojarlos en un refugio para instrumentos especial, que permita l paso del aire. El refugio sirve tambin para proteger los ins-trumentos cuando llueve, ya que un termmetro mojado gene-ralmente dar lecturas inferiores a las de los secos.

Cuando hace poco viento hay que ventilar artificialmente el t rmmetro, porque la conductividad del aire es baja (con fre-c uencia se usa en los sistemas de aislamiento aire muerto o stancado) y la capa inmediata al termmetro podra tener una temperatura diferente de la del aire libre. Agitando el aire esta apa se mezcla con el que le rodea.

Aun teniendo en cu en ta todas las precauciones mencionadas-cn la medicin de la temperatura, queda en pie la cuestin de c mo interpretar las lecturas. En un da de calma, soleado, la temperatura del aire a 25 o 50 mm por encima de un piso de c emento puede ser 15 C superior a la obtenida a 1 m de altura. Incluso a la misma altura sobre el suelo la temperatura difiere rnucho entre la ciudad y el campo, entre los bosques y las llanuras, y entre las laderas y los llanos. Las diferencias en el medio que rodea al termmetro son tan importantes que las mediciones he chas en un solo punto raramente pueden considerarse represen tativas de las condiciones medias ms que con una aproximacin de 1 C.

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Presin

Se define la pres1on corno la fuerza ejercida por unidad de rea sobre cualquier superficie, en un fluido. La orientacin de la

su~erficie no afecta a la presin. En el caso de la atmsfera, que carece de paredes exteriores que limiten su volumen, la presin ejercida en cualquier nivel s debe casi enteramente al peso de la columna de aire situada por encima de dicho nivel; es decir, la fuerza resultante de la atraccin de la gravedad. (En la seccin sobre los caracteres de los gases se dieron las unidades de presin.)

Corno era de suponer segn lo expuesto en el ltimo prrafo, la presin cambia con gran rapidez en sentido, vertical. En los primeros kilmetros inferiores la presin disminuye aproxima-damente 1 robar por cada 10 rn. Debido a la compresibilidad del aire, la velocidad a que disminuye la presin con la altura se va reduciendo en las grandes altitudes.

Las variaciones de presin en el plano horizontal son mucho menores que en el plano vertical. Al nivel del mar el cambio de la presin con la distancia raramente pasa de 3 rnbar/100 km (3 X 10-1 rnbar/10 rn) y generalmente es inferior a la mitad de estas cifras. Las variaciones horizontales de presin, aunque pequeas, son capaces de producir vientos. Corno la presin mide el peso por unidad de rea de la atmsfera, las variaciones de presin a lo largo de cualquier superficie horizontal (corno el nivel del mar) tienen que obedecer a variaciones de la densidad media de la atmsfera; es decir, tiene que haber ms molculas en una columna de aire situada sobre un punto de presin elevada que en una situada sobre un punto de presin baja.

La presin tambin cambia con el tiempo en un mismo sitio. Algunos de tales cambios tienen carcter irregular, y son produ-cidos por invasiones ocasionales de aire de densidad media dife-rente. Pero existe asimismo una oscilacin diaria, totalmente re-gular, de la presin que determina dos mximos (a las diez de la maana y a las diez de la noche aproximadamente) y dos m-nimos (hacia las cuatro de la maana y hacia las cuatro de la tarde). La diferencia entre mxima y mnima es mayor en el ecuador (hasta 3 mbar), y va disminuyendo hasta casi cero en las regiones polares. Estas fluctuaciones regulares de la presin son anlogas a los movimientos de las mareas en los ocanos, pero en el caso del ocano es la atraccin gravitatoria de la Luna y del Sol la causa de que la superficie marina forme una prominencia en direccin opuesta a la Tierra, mientras que en la atmsfera la

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causa principal de las variaciones de pres1on parece ser el ciclo de calentamiento y enfriamiento diario. Cada da, la migracin d e estos mximos y mnimos de presin alrededor de la Tierra va acompaada de oscilaciones diarias del viento; son var1ac1ones apenas perceptibles en las regiones bajas de la atmsfera, pero alcanzan gran intensidad entre los 80 y 100 km de altitud.

Medicin de la presin

El barmetro de mercurio, inventado por Torricelli en 1643, es an el instrumento fundamental para determinar la presin atmosfrica. Se construye llenando de mercurio un tubo de cerca de un metro de longitud, invirtindolo y colocando el extremo abierto en un cubeta de mercurio. El mercurio del tubo desciende a la cubeta hasta que la columna mide unos 76 cm de altura (al nivel del mar), dejando en la parte superior un espacio vaco.

En principio el barmetro es simplemente una balanza (fig. 2) n la cual se equilibran la presin ejercida por la atmsfera sobre

el mercurio de la cubeta con la ejercida por el mercurio contenido n el tubo sobre esta misma cubeta. Los cambios de la presin

atmosfrica se manifiestan por cambios en la altura d~ la columna de mercurio. Aunque se acostumbra usar la altura de dicha co-lumna como unidad de presin (milmetros de mercurio), pueden convertirse estas unidades en dinas por centmetro cuadrado o milibares, de la manera siguiente:

La densidad del Hg a O C es de 13,6 g/cm3 (Obsrvese que ~ la altura de la columna de mercurio depender de la temperatura, s como de la presin, pues el mercurio se dilata cuando aumenta

la temperatura. Para obtener la presin real hay que corregir esta xpansin del mercurio.) La masa de una columna de mercurio = - densidad del mercurio X volumen = densidad X al tura X seccin transversal del tubo; consiguientemente, su peso se obtendr mul-tiplicando por la aceleracin de la gravedad (peso = masa X gra-vedad), y el peso por unidad de rea (presin) ejercida por la columna se obtendr dividiendo por la seccin transversal. As pues, presin= gravedad X densidad X altura. Por ejemplo, si la altura de la columna de mercurio fuera de 76 cm, la presin en dinas por centmetro cuadrado sera 980,6 X 13,6 X 76 = 1,0136 X X 16 dyn/cm2 = 1013,6 mbar. Hemos tomado en este caso el valor de 980,6 cm/ s para la gravedad; en la prctica hay que tomar el valor de la gravedad en cada localidad. '

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'111>. ::::> ......

1 1 1 1 1 1 1 1 1 Columna de 1 hasta

de la

Cima de la atmsfera El peso de la seccin

transversal de esta columna es igual

a la presin medida en su base

Presin del aire aire

r h

Vaco

- Presin Presin del aire - del aire

. .:.. . - --~ - --- --~ - ~ - ~ = - - -- --

Manmetro Barmetro

En cualquier punto de la atmsfera la presin es el resultado del peso del a ire situado por encima de dicho punto

2. Pesando,. la atmsfera; principio del barmetro

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El barmetro aneroide, aunque no suele ser tan exacto como el de mercurio, se utiliza ms porque es de menor tamao, ms manejable, generalmente ms econmico, y ms fcil de adaptar a los aparatos registradores. El principio sobre el cual opera es el de la balanza de resorte (fig. 3 ). Una cmara metlica, de la cual se ha evacuado parcialmente el aire, cuyo aplastamiento por la fuerza de la presin atmosfrica se evita mediante un muelle; la fuerza ejercida por el muelle depende de la distancia a la cual se dobla. El equilibrio entre la fuerza del muelle y la fuerza at-mosfrica depender as de la anchura de la cpsula. Los cambios de anchura se ponen de manifiesto por el movimiento de un brazo fijo a un extremo de la cpsula; generalmente se multiplican las deflexiones mediant~ un sistema de palancas, y si se fija una pluma en su extremo el instrumento se convierte en un bargrafo.

Los altmetros usados en aerodinmica, en montaismo y en agrimensura generalmente no son ms que barmetros aneroides, construidos de manera que indiquen la altitud en vez de la presin. Estn diseados para indicar la altitud de acuerdo con la presin estndar (normal) de sta, por lo cual dan lecturas ligeramente errneas. Para efectuar determinaciones precisas de altitud es ne-cesario tener en cu en ta la densidad verdadera del aire en cada

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gista dado el papel desempeado por el agua en los procesos meteorolgicos. Le interesa, en primer lugar, porque la condensa-cin es una faceta importante del tiempo. En segundo lugar, el vapor de agua es el principal absorbente de la radiacin del aire, por lo cual afecta al balance energtico de la atmsfera (cap. 2). En tercer lugar, la liberacin del calor latente de condensacin es una fuente primordial de energa para el mantenimiento de

, los procesos atmosfricos. -El cambio de fase de una sustancia como el agua, del estado

slido al lquido o del lquido al gaseoso, exige vencer las fuerzas que mantienen unidas a las molculas.. Hay que realizar un trabajo para vencer tales fuerzas intermoleculares, de modo que las mo-lculas deban gastar parte de su energa interna. Las molculas captan esta energa del ambiente. Esta es la razn de que la piel s.e enfre por evaporacin del sudor y de que los botijos que dejan rezumar el agua la mantengan ms fresca. La energa requerida para efectuar un cambio de fase o estado tal como el de--la evaporacin se denomina calor latente porque reaparece cuando se invierte el cambio de estado. As, para evaporar 1 g de agua lquida se requieren aproximadamente 600 caloras; si el mismo gramo de agua en estado gaseoso retorna al estado lquido, las 600 cal sern liberadas en el ambiente. Ocurre algo parecido en el paso del hielo a agua lquida, pero el calor latente de fusin es slo de unas 80 cal/ g. El paso directo del hielo a vapor implica un calor latente de sublimacin que es la suma del calor latente de fusin y del de vaporizacin, es decir, 680 cal aproximadamente.

Nos referimos al estado gaseoso del agua como vapor porque se condensa fcilmente, pero se comporta de manera muy parecida a la de los otros gas.es de la atmsfera. Las molculas de vapor de agua se mueven, ocupan espacio, y ejercen presin como las de los otros gases, con la excepcin de que las cantidades de los otros gases son relativamente fijas. La cantidad de vapor de agua exis-tente en la atmsfera puede expresarse de varias maneras. Una de ellas es la densidad de vapor de agua, a la cual solemos refe-rirnos como humedad absoluta, y se expresa como el nmero de gramos de vapor de agua en un volumen dado. Normalmente no hay ms que unos 12 g/m3 , si bien puede llegar a haber hasta 40 gramos por metro cbico.

La presin parcial de vapor de agua, es decir, la participacin del agua en la presin atmosfrica total, es otra medida utilizable. Suele expresarse en milibares o en centmetros de mercurio. Normalmente, la presin del vapor de agua no excede de 15 mbar

28

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Temperatura ( " C)

4. Presin de saturacin del vapor y densidad en funcin de la temperatura. (Cuadro inserto: variacin por debajo de O C)

(unos 11 mm Hg), aunque puede llegar a cifras que duplican y aun rebasan este valor.

La cantidad de vapor de agua que puede aadirse a un volumen determinado a cualquier presin y temperatura es limitado. Cuando el volumen satisface su capacidad de vapor de agua, se dice que est saturado y ya no acepta ms agua en estado gaseoso. La presin de saturacin de vapor, como se llama esta mxima pre-sin de vapor, es funcin de la temperatura (fig. 4 ). (Las dos primeras columnas de la tabla A del apndice 2 ilustran tambin cmo la presin de saturacin de vapor vara con la temperatura al nivel del mar.) Esta dependencia de la presin de saturacin de vapor de la temperatura hace que sea tan importante el en-friamiento en la produccin de condensacin. Por ejemplo, si una muestra de aire tiene una temperatura de 21 C y una presin de vapor de agua de unos 15 mm Hg y se enfra a 7 C, la muestra

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quedar saturada a los 17,5 C y al proseguir el enfriamiento se producir la condensacin de la humedad en exceso; cuando se llega a la temperatura de 7 C, la presin de saturacin del vapor ser de unos 7 mm Hg y por tanto casi la mitad del vapor habr adquirido estado lquido. La temperatura a la cual ha de enfriarse una muestra de aire (a -p-resin atmosfrica constante) para que quede Saturado se llama punto de roco. En el ejemplo anterior el punto de roco de 1a muestra antes de iniciarse la concl-ensacin era 17,5 C; despus de iniciada la condensacin la temperatura y el punto de roco son iguales. As pues, el punto de roco constituye una medida directa de la presin de vapor de agua; la diferencia entre la tem pertura y el punto de roco es un ndice del grado de saturacin del aire.

La -humedad relativa es el cociente o razn entre la presin efectiva-cleI vapor y la- presin de vapor mxima (o saturante), es decir, que la humedad relativa= presin de vapor/presin de saturacin de vapor. Este cociente se suele multiplicar por 100 y se expresa en tantos por ciento. La humedad relativa nos indica la proximidad al punto de saturacin ( 100 /o indica una saturacin completa). En el ejemplo dado ms arriba, la humedad rela-tiva antes de enfriar el aire era ( 15/18,5) X 100 = 81 /o; entre los 17 ,5 C y los 7 C, la humedad relativa se mantuvo constante,. a 100 /o. La humedad relativa es muy sensible a los cambios de temperatura: normalmente hay una amplia v.:ariacin diurna de la humedad relativa, aunque sea constante la hu'i.edad del aire, slo porque la variacin diaria de temperatura modifica constante-mente la presin de saturacin de vapor.

Determinacin de la humedad

El mtodo ms preciso para medir la humedad consiste en hacer pasar la muestra de aire a travs de un agente qumico higroscpico que absorba todo el vapor de agua y proceder luego a pesar el vapor absorbido. Sin embargo, para las observaciones meteorolgicas, este procedimiento no resulta prctico, porque el tiempo requerido para el examen de la muestra es demasiado largo, y los aparatos necesarios para el anlisis, demasiado com-plicados. El estudio de la atmsfera exige el examen casi instan-tneo de las muestras sobre el terreno.

Ninguna de las muchas tcnicas usadas para medir la humedad atmosfrica es completamente satisfactoria; aqu nos limitaremos

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a mencionar algunos de los instrumentos de uso ms corriente. El higrmetro de cabello es probablemente el ms antiguo y ms usado de los instrumentos para medir la humedad. Muchos mate-riales orgnicos, corno la madera, la piel y el cabello absorben humedad cuando sta es elevada, y se dilatan. El cabello humano aumenta su longitud en casi 2,5 /o a medida que la humedad re-lativa aumenta de O a 100 /o. El higrmetro de cabello consiste sencillamente en uno o ms cabellos cuyos cambios. de longitud 1nueven un ndice o, en el caso del higrgrafo, una pluma.

El psicrmetro consiste en un par de termmetros corrientes, uno de los cuales tiene el depsito recubierto por una muselina mojada. El depsito as envuelto, llamado depsito hmedo, se moja con agua destilada y luego se ventilan ambos termmetros. El termmetro seco indicar la temperatura del aire, y el hmedo, al enfriarse su depsito por la evaporacin del agua que empapa la muselina, indicar una temperatura inferior a la del seco. La intensidad de la evaporacin, y por tanto del enfriamiento, de-pender de la proximidad del aire a su punto de saturacin. Si el medio ambiente inmediato est saturado no habr evaporacin y ambos termmetros darn la misma lectura. La diferencia entre los dos termmetros, denominada depresin del termmetro h-'11edo, da la medida del grado de saturacin del aire. En el apn-dice 2 se dan las tablas para obtener la humedad relativa o punto de roco a partir de las lecturas del psicrmetro. Por ejemplo, s.i la temperatura del termmetro seco es de 60,0 F y la del term-metro hmedo de 55,0 F, la humedad relativa sera de 73 /o y e] punto de roco 51 F.

En las radiosondas se usa un higrmetro elctrico. Consta de un conductor elctrico revestido de cloruro de litio, que es hi-Kroscpico. La humedad absorbida por el conductor depende de ~. la humedad relativa del aire, y la resistencia elctrica de ste es funcin de su humedad.

Nubes y precipitacin

Al exponer los caracteres de la humedad se indicaba que tan pronto como la concentracin del vapor comienza a superar el vulor de saturacin, que depende en gran parte de 1a temperatura,

1 exceso de humedad toma forma lquida o slida. Las cosas no 11ton tan sencillas. Para que se produzca condensacin, sublimacin u ~ongelacin tiene que haber una superficie adecuada disponible.

31

2 La energa de la atmsfera

La atmsfera como mquina trmica

Un mtodo prctico para examinar las funciones de la atms-fera se obtiene a travs de su balance energtico. La ley de la conservacin de la energa exige que demos cuenta de toda la ener-ga recibida por la Tierra, de modo que observando todas las formas de energa y sus transformaciones tendremos una orienta-cin sobre los fenmenos atmosfricos. Esto es algo parecido a seguir en detalle lo que ocurre a la energa del combustible su-ministrado a un motor, con lo cual se consigue elaborar un cuadro bastante bueno de la operacin del motor. La figura 8 nos presenta un diagrama esquemtico del flujo de energa. En este captulo y en los siguientes nos ocuparemos de partes determinadas de este diagrama.

Prcticamente toda la energa que llega a la Tierra procede _del Sol. Interceptada en primer lugar por la atmsfera, una pe-quea parte es absorbida directamente, en especial por ciertos gases como el ozono y el vapor de agua. Otra parte de la energa es reflejada al espacio por la atmsfera y sus nubes, y por la su~ perficie terrestre. Otra parte de la energa radiante del Sol es absorbida por la superficie de la Tierra. Entre sta y la atmsfera se efectan intercambios de energa de diversos modos como la radiacin, la conduccin, la evaporacin y la conveccin. La energa cintica (aire en movimiento, o viento) es consecuencia de diferencias de temperatura en el interior de la atmsfera, de manera muy par~cida al modo como un motor trmico convierte las diferencias en los niveles de calor en el interior y el exterior

45

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Absorbida por la superficie

terrestre

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8. Diagrama del flujo de energa

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Radiacin devu l t al espacio

de la cmara de explosin en movimiento del pistn. Y, finalrnent , la friccin transforma constantemente cierta parte de la energa cintica en calor. La combinacin de tqdos estos procesos, enu-merados en la figura 8, produce los complejos fenmenos atrnos fricos que llamarnos tiempo.

46

9. Aspecto del disco solar en la longitud de nda roja del hidrgeno. Las lneas oscuras son fi-lamentos , que cuando aparecen de perfil en el borde del Sol reciben el nombre de prominen-cias . Las zonas brillan-tes son las fculas y las zonas oscuras casi circulares de la regin de aqullas son manchas solares. (Cortesa del Sa-cramento Peak Observa-tory, Sunspot, Nuevo Mxico)

10. La mayor prominencia solar jams registrada (4 de junio de 1946. Cortesa del High Altitude Observatory, Climax, Colorado). (La superficie solar queda oculta por el disco de metal del corongrafo usado para fotografiar este fenmeno)

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Energia solar

Comenzaremos nuestro examen de los procesos atmosfricos con el Sol, fuente original de casi toda la energa que recibe la Tierra. El Sol no es una estrella extraordinaria, ni por su brillo ni por su tamao. Es un cuerpo animado por un lento movimiento de rotacin, formado por gas muy denso, a elevada temperatura (varios millones de grados centgrados), con un dimetro de unos ciento cuarenta mil kilmetros, rodeado por una atmsfera -muy tenue que alcanza vtrios dimetros solares de altura sobre su superficie. Genera enorme cantidad de calor (unas 4 X 1027 cal por minuto), pero la Tierra intercepta menos de una dosmilrnillo-nsima de este total. Las determinaciones efectuadas en nuestro planeta indican que la ~ntidad de energa solar que llega a una superficie perpendicular a los rayos del sol a la distancia media Sol-Tierra es de unas 2,00 cal/cm2 /min. Esta cifra se denomina constante solar, aunque nadie sabe con certeza cun Constante es la emisin de energa del Sol. Las variaciones en la cantidad total de energa emitida probablemente son menores que la pre-cisin de las mediciones, que viene a ser de -+- 3 /o. Las explosiones intermitentes de pequeas partculas y de radiaciones muy cortas, asociadas con las alteraciones solares similares a las mostradas en las figuras 9 y 10, son absorbidas en gran parte en las capas exteriores de la atmsfera.

La Tierra se mueve en una rbita elptica, ligeramente excn-trica, alrededor del Sol a una distancia media de 149,5 X 106 km. La energa radiante que recibe del Sol abarca un amplio campo del ~spectro electromagntico, desde los rayos muy cortos, gamma y X, hasta las longitudes de onda de la radio (fig. 11). La tasa de emisin de energa por cada centmetro cuadrado de superficie como funcin de la longitud de onda es muy similar a la de un cuerpo negro o ideal a 6000 K, como se muestra en la figura 12. Se observar que la mayor parte de la energa solar pertenece a la porcin visible del espectro, con un mximo en la longitud de onda de aproximadamente 0,5 micras (0,0005 mm), que es de col~r azul verdoso. (Las longitudes de onda suelen expresarse en micras, cuyo signo es , o en unidades angstrom, que se abrevian A. Una micra es 10- cm, o 0,0001 cm, y 1 A = 10-8 cm, o 0,000 000 01 cm.) En contraposicin, un cuerpo a 300 K (27 C, que es una tempe-r~tura ligeramente superior a la media de la Tierra) irradia energa a razn de 1/160 000 de la de un cuerpo a 6000 K, y su emisin

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mxima se produce en la longitud de onda prxima a las 10 , que pertenece al infrarrojo invisible.1

Qu ocurre con la enorme cantidad de energa que llega a la Tierra en forma de ondas electromagnticas? Cuando los rayos llegan ~_la-tmsfera terrestre, una parte la atraviesa sin modifi-carse, otra es absorbida por la atmsfera y el _ resto .es reflejado a\ espac10.- Examinaremos la forma como se comportan estas tres porciones:

- Absorcin.' El oxgeno, el ozono, el vapor de agua, el dixiClo de cat'mmo, y las partculas de polvo son los absorbentes ms i_mportantes de la radiacin de onda corta del incandescente Sol y de_la radiacin de onda larga de la Tierra fra. Los gases son absorbentes selectivos, lo cual significa que absorben con gran intensidad ciertas longitudes de onda, con poca intensidad otras y apenas absorben el resto. La radiacin ultravioleta mu corta (menos de 0.20 ) procedente del Sol es absorbida cuando en-cuentra oxgeno molecular y lo escinde en dos tomos en los niveles superiores de la atms era (fig. 1 ). El ozono, formado por la com-binacin de O y O~, absOrbe eficazmente la luz ~ltravioleta de mayor longitud_ de onda (e ntre 0,2 y 1),29- ) . -La porcin superior de la figura 13 ilustra la eficacia relativa del oxgeno y del -ozono como absorbentes. La capacidad de absorcin es la fraccin de adia-cin incidente ue es absorbida. Se observar que el oxgeno y el ozono absorben casi 100 o/o de todas las radiaciones de longitud de on~a inferior a 0,29 . Por esta razn, solamente llega a la por-cin baja de la atmsfera una pequea fraccin de la radiacin ultravioleta solar. En las longitudes de onda mayores ninguno de los dos gases absorbe mucha energa, excepto en una banda estrecha (cerca de las 9,6 ) del infrarrojo. Alrededor de dos por ciento de la radiacin solar total llegada a la Tierra es retenida por el ozono.

El vapor de agua es un absorbente importante de la radiacin. Sus complicadas caractersticas de absorcin se ilustran en la figura 13, b. Aunque no acta a longitudes de onda inferiores a

1 Estos dos hechos se expresan en la ley de la radiacin de Planck, que dice que el ndice de radiacin de energa de un cuerpo aumenta con la cuarta potencia de la temperatura absoluta ( a::T'), mientras que la longitud de onda a la cual emite con mayor intensidad vara inversamente con la temperatura (1/T). As, los cuerpos calientes no solamente radian ms energa que los fros, sino que lo hacen con longitudes de onda menores. El ccalor rojo no es tan intenso como el calor azub.

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11. Espectro electromagntico

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0,8 ., que constituyen la mayor parte de la radiacin solar, absorbe intensamente entre 5 y 7 ., . y moderadamente bastante ms all de las 15 ., longitudes de onda a las cuales la Tierra fra y su atm~ fera emiten gran parte de su energa (fig. 12).

En resumen, la atmsfera es esencialmente transparente entre 0,3 y 0,8 ., longitudes cortas de onda que forman la mayor parte de la radiacin solar. Pero entre 0,8 y 2 ., que es la longitud predominante de la radiacin terrestre, hay algunas bandas con una capacidad de absorcin moderada por el vapor de agua.

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Longitud de onda en micras (.)

Al comparar las dos curvas tngase en cuenta que La escala vertical de la curva de los 300 K es cien mil veces mayor que la de la curva de los 600 K

12. Emisin de cuerpo negro de a) un cuerpo caliente como el Sol , y b) un cuerpo fro como la Tierra

Muchas nubes son excelentes reflect>res, pero a sor en rna energa radiante. La absorcin de las nubes depende de su espesor y del tamao de las gotas que contienen, pero ordinariamente no absorben ms de 10 / o de la energa que incide sobre ellas. Por trmino medio, la mitad de la radiacin reflejada se dirige al espacio y la otra mitad hacia la Tierra, aunque la proporcin depende de la clase de nubes ,y de la cantidad de cielo cubierto.

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~ Dispersin. ( La atmsfer a se compone de muchas .. much-simas part1culas discretas -molculas de gas, polvo, gotitas de agua, etc.-, p e ro el espacio vaco entre las partculas es en r~alidad mucho mayor que el volumen ocupado por ellas. Cada_una de tales partculas acta como un obstculo en el camino seguido por la energa radia!_!t_e _ _(po.r ejemplo .. las ondas luminosas) que atraviesa la atmsfei:a, de manera parecida a como las rocas de un lago estorban el progreso de las ondas del agua. ~os frentes ondulatorios son deformados por estos obstculos de tal manera que parece como si los rayos emanaran de ellos. As, la energa radiante que se propaga en una sola direccin es desviada en

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Cuando la atmsfera contiene muchas partculas de polvo o gotitas de agua (niebla), la dispersin ya no es selectiva en lo que se refiere a las longitudes de onda. Las ondas largas son disper-sadas casi en igual proporcin que las cortas, y el color del cielo es menos azulado y ms blanco o lechoso. De hecho, la intensidad del color azul de un cielo sin nubes constituye una indicacin de su pureza, es decir, de cun limpio est de humo, polvo y niebla.

Por trmino medio, alrededor de doce por ciento de la ra-diacin solar que incide en la atmsfera terrestre es dispersada; la mitad de la radiacin dispersada se pierde en el espacio.

En la figura 14 se presenta un resumen de lo que ocurre, por lo comn, con la radiacin solar interceptada por la Tierra. Aunque normalmente alrededor de cincuenta por ciento de la su-perficie terrestre se halla cubierta de nubes, stas, en general, absorben poca radiacin de onda corta. Cerca de diecisiete por c1_ento es absorbido por los gases y el polvo de la atmsfera, prin-cipalmente por el vapor de agua. Esto significa que un total de 19 A> es absorbido cuando los rayos atraviesan la atmsfera.

La superficie terrestre absorbe alrededor de cuarenta y siete por cien to de la radiacin solar: una parte ( 19 /o ) procede directa-mente del Sol, otra (23 % ) ha sido reflejada por las nubes, y el resto ( 5 % ) llega a la Tierra despus de haber sido dispersado por el aire. La reflectividad de la superficie terrestre vara much-simo, desde luego. Algunos terrenos cori nieve reciente y las su-perficies acuticas reflejn 90 % o ms de los rayos incidentes cuando el sol se halla prximo al horizonte. Pero un bosque puede reflejar menos de 10 % y los prados verdes solamente 10-15 %.

As pues, del total de energa procedente del Sol (2 cal/cm2 por min), aproximadamente sesenta y seis por ciento es absor-bido por la superficie de la atmsfera terrestre. El resto, 34 A>, se pierde en el espacio, depus de reflejarse en las nubes, en la superficie terrestre o de haber sido dispersado por las partculas del aire. La reflectividad, blancura o albedo de la Tierra es, pues, d 0,34, ya que tal es la fraccin de la radiacin incidente que es rechazada al espacio. Con fines comparativos, el albedo de la luna es solamente de 7 o/o, lo cual significa que es menos brillante que la Tierra.

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El balance trmico de la Tierra

Los estudios efectuados indican que durante perodos mode-radamente prolongados de tiempo (entre centenares y millares de aos) la temperatura de la Tierra se ha mantenido esencial-mente constante. Esto indicara un equilibrio trmico a largo plazo entre la Tierra y el espacio. En consecuencia, si 66 A> de la energa solar que llega a la Tierra es absorbido, nuestro planeta tiene que volver a irradiar al espacio la misma cantidad. En la figura 14 se ilustra lo que ocurre con la energa terrestre. Obsrvese que 66 o/o es liberado en el espacio por la Tierra y su atmsfera. No obstante, tngase en cuenta que ~i bien existe un equilibrio tr-mico en el planeta considerado en su conjunto, no todas las partes de la Tierra y de su atmsfera estn en equilibrio en lo que a radiaciones se refiere~De hecho, ~s el desequilibrio entre la ener-ga que llega a la Tietta y la que sale de ella lo que conduce a la creacin de sistemas de vientos que actan paliando excesos y dficit de calor que se produciran de otra forma]

De especial inters en las transmisiones de energa de onda larga es el hecho de que las cantidades emitidas por la Tierra y el aire exceden en realidad a la cantidad total de energa solar re-tenida por la Tierra ( 66 % ). Esto puede explicarse teniendo . en cuenta el efecto protector de la atmsfera, que conserva ms calientes la superficie terrestre y las capas inferiores de la at-msfera de lo que estaran si sta no existiera. Por ejemplo, la cara iluminada de la Luna, que absorbe casi doble cantidad de energa por unidad de rea que la superficie terrestre, tiene una temperatura ms de 20 C ms fra que la superficie terrestre por que carece de una manta atmosfrica.

En la conservacin del calor terrestre desempean el prin cipal papel dos _ases, eL yapor de gu~ y el dixj.do.J!e car on!f. _ Excepcin hecha de una ventana entre las 8,5 y las 11 (fig. 13), estos gases bloquean el escape directo de la energa infrarroja emitida por_ J a- superfi.Gie terrestre. (Un cuerpo fro como- -ra-Tierra emite la mayor parte de su energa en la zona infrarroja, como se indica en la figura 12.) .Si bien _Ja__atmsfera es relativa .. mente transparente para la radiacin solar de onda corta (sola. mente se absorbe 19 %, figura' 14), _es_compl~tamente opaca_para la radiacin terrestre de onda larga. Slo cuanC:IO la -temperatura de la superficie es_ bst_flnte_ elellada,- ia -prilla~-de-tadiacin-a travs de las bandas transparentes y desde la cima e a at-msfera es suficiente para e quilibrar-66 % recibido eOn a as cor tas.

----- ---

55

Eje de rotacin

Rayos solares 1

.

1 .

l l

R ayos solares \ .

Rayos solares

(b)

/

Rayos solares ,,,

Seccin transversal de los rayos sola r es al llegar a la superficie t errestre

15. La Intensidad de la radiacin solar depende del ngulo que forman los rayos solares con l a superficie terrestre: a) Ilustra los ngulos de Incidencia a, b y e y sus trayectorias a travs de la atmsfera, d 1, d 2 y d 3 , en diferentes paralelos; b) muestra las diferentes secciones transversa les sobr e la superficie terrestre debidas a los d iferentes ngu los de Incidencia

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Este compru:tamiento- de la atrnsfexa- como conservador del c alor e s anlogo a _ lo gue ocurre en un invernadero or lo cual -s e alude a l como efecto de inv~rnadero. Podemos ~ercatarnos

-ae este -feno meno si comparamos el descenso noctJ.UD.Q de la tem-peratura cuado- el aire esf_seco ep_l.QS desiertos) con.._el Q.ULS~ . produce cuando el aire ~edo

Di~t!_il;>uc!~n de la energa trmica en la Tierra Como hemos dicho anteriormente, aunque el ingreso y la sa-

lida totales de en~rga radiant~ estn prcticamente en equilibrio, io estn en equilibrio en todas las partes del globo. Esto se debe p rincipalmente a que la cantidad de energa llegada a la Tierra va-_rE-_ mucho de un punto a otr

0------

100----------++-y-_,,.'-+--20l:::::-~~--i+-+-l----7~----, 30..._--+-+----.J'-+---,jlllf--*:...__..,,.q._.,,~~,..:....----~--3.o"'-~-+-~L+~+------.l~---1

40 50

601t--1r-f'+-1,........,~~~_,_7"t---:::;~ ~~...+-=-..d---3~~!1ii,1-l~~4-\---+4'-l--f

70~-f--U-~4'-+-l~L,.L+----.,.~~~M+l~..J-~.J.....:l~~~~-+-.s.--4~~

80l-"4--4-.....,..,~-l--,j~---"'~~~~~~~~~W-~M.\-\-11-Hl-J-j~

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16. Insolacin ntegra en cal/cm2/da, en funcin de la latitud y de la fecha. Las zonas sombreadas representan latitudes que quedan en la zona de sombra de la Tierra

Finalmente, la Tierra gira sobre un eje, de manera que la mitad iluminada de la e~fera cambia continuamente. Examinemos el anillo formado por el borde circular de la sombra de la Tierra. Cuando el eje de rotacin se halla en el mismo plano que este anillo, es evidente que ste dividir los paralelos en dps partes exactamente iguales, de suerte que todos los puntos d~lsfrutarn precisamente de doce horas de iluminacin solar y doc~ horas de noche cada da. Pero cuando el eje de rotacin no se Halla en el plano del anillo de sombra, los paralelos no quedarn divididos

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700

600 ......._

-~ 500 "'O ;:;-E o

:::::- 400 ro o

........

e: 300 O o aJ ~ 200 aJ a:

100

o

11

o 10 20 30 Latitud

11

40 50 60 70 90

17. Las curvas 1 y 11 representan la insolacin y la emisin de onda larga anuales medias, respectivamente, en la tropo-pausa

en dos partes iguales, excepcin hecha del ecuador. La proporcin entre da y noche en cada latitud es la misma que la de los seg mentos del paralelo creados por el anillo de sombra ..

El eje de rotacin unas veces coincide con el anillo de sombra y otras no, mientras la Tierra sigue su curso anual al rededor del Sol. El eje de rotacin no es perpendicular_ al_plano de la rbita terrestre, sino que presenta una inclinacin de 2~0 30'. Esto significa que solamente en los equinoccios (21 de marzo y :. 23 de septiembre aproximadamente) se hallael eje en el plano del anillo de sombra.

En la figura 16 se muestran las variaciones de la energa total (insolacin) diaria se~ la poca del ao y la latitud. Obsrvese que durante el verano 't!,a energa total diaria vara poco entre los polos y el ecuador en ambos hemisferios; ocurre as por que los ngulos solares bajos de las regiones polares son compensados por la mayor duracin de la iluminacin diaria. En invierno, desde luego, la variacin latitudinal de la cantidad de energa recibida es muy grande, porque las latitu9.~s altas no reciben prcticame:p.te ninguna mientras que las regiones ecuatoriales reciben casi la misma cantidad durante todo el ao.

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180 120 60 o 60 120 180

180 120 60 o 60 120 180

18. Distribucin mundial de la temperatura {F) en julio 180 120 60 o 60 120 180

180 120 60 o 60 120 180

19. Distribucin mundial de la temperatura { F) en enero

Energa radiante absorbida

1 1 1

8

Temperatura i

Min 1

Energa radinte absorbida del Sol

1

21 die 21 feb 21 abr

Medioda Cambio diario

21 jun Cambio anual

Max

Energa radiante perdida por la Tierra

8 12 P.M.

Energa radiante perdida por la Tierra

21 ago 21 oct 21 die

20. Retraso de las temperaturas mximas y mnimas diarias y anuales con respecto a la radiacin solar mxima y mnima

Existe una ligera diferencia entre los dos hemisferios en la distribucin de la energa recibida durante el ao. Se observar en la figura 16 que el hemisferio sur recibe algo ms de energa durante su verano que el hemisferio norte en el suyo, y que ocurre lo contrario durante los respectivos inviernos. Estas pequeas diferencias se deben a que la Tierra describe una rbita ligera-mente elptica alrededor del Sol, y a comienzos de enero el Sol y la Tierra estn ms prximos (perihelio). La diferencia en la ener-ga total recibida por la Tierra entre afelio y perihelio es sola-mente de 7 %.

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En la figura 17 se indica la cantidad media de energa que llega a la Tierra y sale de . ella en el transcurso del ao, en cada latitud. Se ver, como era efe suponer, que la ener a de onda corta recibida disminuye mucho entr el ecuador os olos mientras

que la energa de onda larga emitida es casi constagte. Si bien la energa total recibida en todas las latitudes (curva 1) es igual a la energa total emitida en todas las latitudes (curva 11), la cap-tada solamente es igual a la emitida en una latitud; en las latitudes tropic~les hay mayor captacin y en las regiones polares la irra-diacin es mayor. Si no existieran los movimientos del aire (y en menor grado, las cor rientes marinas) para redistribuir la energa, los polos estaran cada vez ms fros y los trpicos cada vez ms calientes. -

Si solamente existieran las variaciones debidas a la latitud en la recepcin y absorcin de energa por la Tierra y su atmsfera, la meteorologa sera una ciencia mucho ms sencilla. Sin embargo, la capacidad de absorcin del aire y de la superficie terrestre_no _ estn distribuidas de manera uniforme y constan te:-La- capacidad de absorcin de radiacin de la atmsfera depende de las nubes, la humedad y el polvo que hay en el aire, las concentraciones de los cuales pueden variar notablemente geogrfica y temporalmente. Las propiedades de la superficie tambin estn distribuidas al azar en la superficie terrestre, y asimismo se modifican con el tiempo.

Las diferencias ms notables en las propi~dades trmicas de las superficies son las que existen entre la tierra y el mar. En idnticas condiciones de insolacin (los mismos ngulos solares, duracin de la iluminacin y transparencia atmosfrica}, los cam-bios de temperatura experimentados por el agua sern mucho menores que los de la superficie terrestre. La razn de que as ocurra es que el agua es un fluido y por lo tan to puede mezclarse bien; en consecuencia su calor tiende a distribuirse por una masa mucho mayor que en el caso de la tierra estancada. El calor absorbido por la superficie terrestre tiende a confinarse en los primeros centmetros, mientras que en el agua el calor puede distribuirse hasta profundidades de varios centenares de metros. Hay otras razones que explican la menor variacin de temperatura de las superficies acuticas: 1) como el agua es trasparente, la radiacin puede penetrar hasta profundidades de decenas e incluso centenares de metros, por lo cual la energa es absorbida por una enorme masa de agua; 2) el agua tiene generalmente mayor calor especfico que la tierra (es decir, se requiere mayor cantidad

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de calor para elevar en 1 C un gramo de agua que un gramo de tierra), y 3) una parte de calor se consume en la evaporacin del agua (calor latente).

El hecho de que los ocanos actan como depsitos de calor viene ilustrado por los mapas de temperatura media del aire en enero y en julio de las figuras 18 y 19. Obsrvese que la tempera-tura estacional vara mucho ms en las latitudes medias y altas sobre los continentes que sobre los ocanos. Por ejemplo, en la latitud 45 N, la variacin anual de temperatura sobre los continen-tes es de unos 60 F ( 15,55 C), mientras que sobre el ocano Pa-cfico, en la misma latitud, la variacin es slo de 10 F (-12,22 C). Obsrvese asimismo cmo las isotermas se hunden hacia el ecua-dor sobre el ocano en verano y hacia el polo en invierno, in-dicando que el ocano est ms fro que la tierra en verano y ms caliente que ella en invierno.

:t:-1'/l 1 ~ t-.., /', / J 1 Retraso de la temperatura

Los momentos de mxima y de mnima temperaturas del aire no coinciden con los momentos de mxima y mnima radiacin solar, tanto si se comparan las grficas anuales como si slo se comparan las de un da. Los meses de jult soi:t generalmente los ms clidos del ao y los de enero-: y febrero los ms fros. Sin embargo, en el curso del ao la mayor intensidad de radiacin _ocurre en .i\.!!:l:io y la menor en-diciemhfe-, y la temperatura mxima del da normalmente se observa a las tres o las cuatro de la tarde, mientras que la insolacin ms intensa se realiza alrededor de medioda. .

Este retraso de la temperatura puede explicarse basndose en el tiempo requerido para el calentamiento y el enfriamiento (fi-gura 20). La Tierra pierde calor continuamente por radiacin, como cualquier cuerpo que almacene energa trmica. Duran te algunos meses del ao y algunas horas del da, la energa que llega a la Tierra supera a la que sale de ella. Cuando ocurre esto la temperatura ir en aumento, porque tambin aumenta el con-tenido trmico del aire. La tempera tura mxima se dar en el momento en que la energa que llega deja de superar a la que sale. Posteriormente, cuando la energa radiada sea superior a la recibida, la temperatura ir descendiendo hasta que aw.bas vuel-van a equilibrarse. En el momento en que comience a 1mc1arse el exceso de energa, se observar la temperatura mnima.

--

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Cb) 600 m (a) 600 m 600 m (e)

500 500 500 400 400 400

JQ.O 300 300

I I 200 200 \ I 200

~ 100 1 (\() 100

36. Desarrollo de burbujas convectlvas que producen una terma. (Obsrvese que se ha exagerado la escala vertical)

dentro de sus. lmites para ser elevados por ellas. Alrededor de una termal hay una corriente de aire descendente compensadora.

Causas del movimiento vertical -

Los movimientos verticales del aire se deben a causas di-nmicas as como a modificaciones de la estabilidad esttica. Una de las causas dinmicas es la de las montaas. que actan como barreras al flujo del aire horizontal y le fuerzan a ascender por las laderas de barlovento y a descender por las de sotavento. Otra causa importante de movimiento vertical en gran escala es la de las convergencias y divergencias de las corrientes areas que circulan alrededor de los grandes remolinos anticiclnicos de la atmsfera. Las corrientes de aire que corren siguiendo una tra-yectoria espiral hacia el centro en los niveles bajos de los ciclones convergen; es decir, se mueven hacia el interior. Como en tal

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37. Fases del desarrollo de un cumulonimbo sobre Arizona. (Cortesa de L. Battan, Universidad de Arizona)

Convergencia

Altura

Divergencia

38. Ilustracin de la convergencia y de la divergencia de un disco de aire

caso el rea horizontal ocupada por un volumen de aire tiene que disminuir con el tiempo, tendr que aumentar su altura. Obsrvese la figura 38. Imaginemos una columna de aire que tenga los lmites indicados en la figura, con corrientes areas que sigan trayectorias en espiral hacia el centro. El componente hacia dentro del flujo determinar un estrechamiento de la seccin transversal (con-vergencia). Como la masa contenida en el cilindro imaginario debe mantenerse constante, tendr que aumentar su altura. Por lo tanto, el aire tiene que ascender en el seno de la columna. Por el contrario, en los kilmetros inferiores de los anticiclones, el flujo hacia fuera en todas direcciones produce una expansin de la seccin transversal horizontal de la columna (divergencia); para que el volumen se mantenga constante, la columna tendr que disminuir de altura. A niveles por encima de los seis o siete ki-lmetros se produce una convergencia horizontal compensadora

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sobre los anticiclones de superficie, y una divergencia sobre los ciclones de superficie, lo cual origina un cuadro de movimientos semejante al ilustrado en la figura 39. Obsrvese que en este dibujo se ha exagerado mucho la escala vertical. El dimetro del anticicln o del cicln tpicos es superior a 1000 km, de suerte que las corrientes ascendentes y descendentes no son tan em-pina9as como parecen en la figura 39. Las velocidades verticales '(lucidas por estos cuadros a gran escala de divergencia y con-vergencia no suelen ser superiores a algunos centmetros por segundo (1600 m diarios). No obstante, bastan para disponer el escenario del tiempo en grandes reas. En ausencia de. otras influencias, sobre las reas dominadas por los ciclones el tiempo tiende a la nubosidad y a las precipitaciones intensas, mientras que en las zonas anticiclnicas acostumbra ser despejado.

Escalas de movimiento --

En secciones anteriores de este libro se ha indicado que las diferencias de temperatura producen la fuerza impulsora bsica

39. Cuadros a gran escala de divergencia y convergencia

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de los vientos. Sin embargo, el cuadro del flujo areo se complica por la rotacin terrestre, el retraso producido por la friccin y las turbulencias, los obstculos montafiosos, y, tal vez, y princi-p almente, por el carcter sumamente variable de la superficie terrestre y las modificaciones incesantes del estado del agua en la atmsfera. Para simplificar el anlisis del cuadro sumamente com-plejo de torbellinos dentro de torbellinos que existe en la at-msfera, es conveniente establecer categoras de sistemas de cir-culacin segn su volumen. En la atmsfera estn representados casi todos los t3:1Ilaos: desde los pequeos remolinos que agitan el polvo del camino hasta las enormes oscilaciones que tienen longitudes de onda de varios millares de kilmetros. Todos los tamaos --o escalas de movimiento, como tambin se les llama-son interdependientes. Por ejemplo, un remolino producido por una colina podra no haberse originado de no existir un viento dominante debido a una circulacin de un volumen mucho mayor.

Una fotografa instantnea de los vientos de toda la atmsfera nos ofrecera una visin sumamente catica de las corrientes. La complicada distribucin de las fuerzas que producen tales corrientes convertira la prediccin en una tarea imposible. Para lograr cierto orden hay que aplicar una especie de filtro segn el tamao de los elementos del flujo, lo cual se lleva a cabo por un sistema de promedios.

Los remolinos de pequeo volumen que hacen oscilar una veleta rpidamente, o agitarse las ramas de un arbusto con pe-rodos de unos segundos, pueden eliminarse averiguando el pro-medio de velocidad del viento durante perodos de varios minutos. Si se tuviera que obtener la velocidad media de un da entero desapareceran del registro las oscilaciones del viento con pe-rodos inferiores a un da. En lo que respecta a las observaciones meteorolgicas se obtienen los promedios tanto en el espacio como en el tiempo para aislar los diversos tamaos de los movimientos atmosfricos. El analista de los mapas del tiempo que se publican en los peridicos aplica el sistema de promedios -un alisamiento de las isbaras- que elimina muchas irregularidades inferiores a 100 kilmetros.

En realidad, muchas mediciones meteorolgicas corrientes se efectan de tal manera que las turbulencias pequeas quedan eliminadas. Muchos anemmetros y termmetros no reaccionan a los pequeos cambios de frecuencia elevada. Las observaciones se hacen en forma tan espaciada, tanto en el tiempo como en el espacio, que la mayora se han de considerar como promedios de

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Dimensin horizontal tpica

De algunos centmetros a algunos kilmetros ( microescala)

De 1 a 100 km ( mesoescala)

De centenares a milla. res de kilmetros ( macroesala)

De varios millares a 10000 km (gran macroescala)

Tabla 1

Descripcin

Remolinos pequeos de elevada frecuencia, lla-mados frecue n t emente turbulencias, sobre los cua-les influyen mucho las condiciones locales, como la aspereza del terreno y la temperatura. Tienen importancia como difusores de los contaminantes del aire. Apenas les afecta la fuerza de Coriolis

Pequeas clulas convectivas que persisten du-rante muchos minutos u horas, como las brisas terrestre-marina, monta.a-valle, los tornados y las tormentas. La fuerza de Coriolis generalmente no es importante

Los ciclones y anticiclones que determinan en gran parte los cambios de tiempo de un da a otro. Estos sistemas persisten durante das e incluso semanas. La fuerza de Coriolis es muy importante

Rasgos de la circulacin atmosfrica que persisten durante semanas o meses. Las ondas largas que existen en este flujo se mueven muy lentamente sobre la superficie terrestre, o no se mueven. Desempean un papel importante en los caracteres del tiempo durante perodos de un mes o supe-riores. La fuerza de Coriolis es muy importante

distancias horizontales de varias decenas de kilmetros y de dis-tancias verticales de decenas de metros. Incluso fenmenos de circulacin relativamente grandes, como son las tormentas y los tornados, con frecuencia pasan a travs de las mallas de la red de estaciones meteorolgicas usual.

Las escalas de los movimientos atmosfricos pueden clasifi-carse de la manera que se indica en la tabla l.

El viento observado en cualquier punto puede ser considerado una combinacin de diferentes escalas de movimiento. Los cuadros en macroescala de flujos areos estn relacionados con los grandes rasgos de la superficie terrestre y con la distribucin del calor: continentes y ocanos, grandes cordilleras, variaciones latitudina-l s de la insolacin. Tambin pueden caracterizarse las diversas

scalas de movimiento por la magnitud del movimiento vertical

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asociado con ellas. El movimiento en macroescala se realiza principalmente en la horizontal: Las traslaciones verticales im~ putables a los movimientos circulatorios muy grandes no superan los 1 o 2 cm/ s -1 ; incluso en las grandes tempestades ciclnicas que afectan regularmente las latitudes medias y altas, los movi-mientos verticales son solamente del orden de los 50 cm/ s.-1 por trmino medio. En las circulaciones en mesoescala, ms pequeas y ms intensas, las velocidades verticales son ms comparables

~n las horizontales; en una tormenta, por ejemplo, el movimiento vertical con frecuencia es de 10 m/s-1 y puede llegar a los 30 m/s-1 o ms. Lqs vientos englobados en la microescala generalmente son mucho ms dbiles que los de los movimientos de mayor tamao, pero los movimientos en la vertical son casi iguales que los que discurren en sentido horizontal. Sin embargo, los movimientos en la microescala, a diferencia de los de la mesoescala, se desa-rrollan principalmente en una capa de poco espesor adyacente a la superficie terrestre.

Circulaciones trmicas en pequea escala --

Las circulaciones en pequea escala (mesoescala) son las que se extienden aproximadamente a distancias horizontales de menos de 100 km y verticales de varios kilmetros. Generalmente, en estas circulaciones de pequeo volumen, puede despreciarse el efecto de Coriolis. Damos a continuacin algunos ejemplos de ellas:

Brisas terrestres y martimas ---

Las costas constituyen una frontera brusca entre superficies que presentan variaciones de temperatura muy diferentes. El mar, debido a su agitacin continua, tiene un cambio diurno de tem-peratura relativamente pequeo en comparacin con la superficie terrestre adyacente. En consecuencia, puede desarrollarse una gran diferencia de temperatura en la costa durante ciertos- percr dos del da. En los trpicos durante todo el ao, y a latitudes ms rutas en verano, el gradiente de temperatura tierra-mar en una tarde de calma y cielo despejado puede llegar a ser de 15 C en una distancia de menos de 50 km. Por la noche, la diferencia de temperatura puede invertirse (el ocano est ms caldeado que la tierra), al:lnque normalmente no es tan pronunciada.

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Las diferencias de temperatura tierra-mar producen una cir-culacin trmica parecida a la ilustrada en la figura 23. (Sustit-yanse las palabras sur y .norte por las de tierra y mar respectiva-mente durante el da; e invirtanse para la noche.) El flujo hacia tierra que sopla durante el da se llama brisa de mar, y el que de noche sopla hacia el mar se llama brisa terrestre.

La _brisa marina suele comenzar a desarrollarse tres o cuatro horas despus de la salida del sol. En los trpicos puede formarse durante todo el ao, pero a latitudes ms altas es principalmente un fenmeno propio del verano. Hacia la una o las dos de la tarde, cuando alcanza su intensidad mxima, la celda d_e circulf!cin_ se extiende unos veinte kilmetros por tierra y mar, aunque se han observado casos en que penetra tierra adentro hasta 60 o 70 kilmetros. La celda de circulacin completa, incluido el flujo hacia el mar de la capa superior, no suele superar el kilmetro de altura, aunque en los trpicos puede alcanzar hasta 3 km o ms. El viento de superficie suele ser racheado y cambiar constante-mente de direccin. A inedida que el borde anterior de la brisa marina, en su penetracin tierra adentro pasa por un punto, la humedad relativa aumenta y la temperatura desciende rpida-mente (la primera 40 /o o ms, y la ltima 5 C o ms en menos de una hora). Algunas veces la brisa marina va acompaada de nieblas o de nubes bajas del tipo estratos; hay sitios en que las aguas costeras son muy fras, corno en la costa del Per, y en ellos el borde anterior de la brisa marina est tan bien definido que la niebla presenta al aspecto de una pared slida.

A medida que la tierra se enfra al anochecer, la brisa marina rnuere, y entre las siete y las diez de la noche apenas es percep-tible. L_a brisa terrestre, mucho ms floja que su homloga diurna, mpieza normalmente entre diez y once de la :noche _y alcanza su

mxima intensidad cerca del amanecer. El efecto principal de 1 brisa terrestre es evitar que el aire situado e ncima de la tierra

enfre tanto como se enfriara de no existir dicha brisa. La brisa marina desempea un papel importante en la regu-

1 in de la temperatura en estrechas fajas de tierra junto a las ustas y a los lagos .. La brisa que se origina en los lagos generaJ-

ltll.nte es mucho menos intensa, y tiene menor extensin y pro-handidad. Por ejemplo, junto a las orillas de los Grandes Lagos 1 penetracin tierra adentro no suele rebasar unos pocos kil-n1t.lros. No obstante,_constituye un agradable alivio del calQr del-

runo para los que viven cerca de la orilla.

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Vientos de los valles y de las montaas --

En las laderas de las montafias se produce una circulacin trmica que tambin tiene un ciclo diurno. Durante el da des e unas tres horas despus de la salida del sol hasta la puesta, SOJ?.la un viento ascendente, llamado viento del valle. Entre medianoc~ 'y la salida del sol, sopla un viento que descienae por la ladera, llamado viento de montafia. Los vientos montaa-valle son ms intensos durante lo~ das claros de verano, en que los vientos predominantes son flojos.

La circulacin montafia-valle se produce porque el aire en contacto con la falda de la montaa est o ms caliente y menos denso (durante el da) o ms fro y ms denso (durante la I}o~he) que el aire a la misma altitud situado encima del valle. ~n conse-cuencia, el aire de las laderas asciende durante el da y desciende durante ia noche. Ni que decir tiene que la intensidad de la co-rriente y la direccin especfica en un punto determinado dependen de la pendiente de la ladera y de la configuracin del valle. Los vientos de montaa y de valle se desarrollan mejor en los valles anchos y profundos.

Las corrientes ascendentes de aire de las laderas montaosas constituyen un fenmeno familiar para los montaero&. Con fre-cuencia el aire ascendente y en expansin forma cmulos u origina chaparrones en las cumbres. El espesor de estas corrientes ascen-dentes suele ser de 100 a 200 metros.

Todos los vientos descendentes, como desages, se llaman vientos catabticos. La mayora son dbiles y no suelen pasar de 4 o 5 m/s, y tienen importancia principalmente porque hacen penetrar en el \ralle aire fro y producen en l temperaturas noc-turnas inferiores a las de la montaa.

Hay algunos vientos de desage (catabticos) muy fuertes, pero la mayor parte de ellos son puestos en marcha por el flujo a gran escala o viento predominante. Uno de los ms intensos, el viento glacial, puede alean.zar una violencia destructora. Se produce cuando el aire se enfra al atravesar terrenos nevados en las me-setas elevadas: al llegar al borde de la meseta el aire se precipita en cascada. En algunos lugares, como a lo largo de los fiordos de Noruega, Groenlandia y Alaska, profundos cafiones canalizan la corriente, con lo cual su velocidad aumenta enormemente. Estos vientos soplan tanto de da como de noche. Otro ejemplo es el viento bora, que de vez en cuando lleva aire fro por laderas muy pendientes al mar Adritico, ms bien clido de ordinario. El

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-bora es un viento intermitente en el cual alternan rfagas de 50 o 60 m/ s con perodos de calma. Cuando llega al mar levan ta grandes olas y produce gran cantidad de rociones. En la costa mediterrnea francesa y catalana se produce un viento fro pare~ cido, el mistral.

Fohn o chinook __

El fOhn es un viento que desciende por las lader!S montaosas en varias regiones, pero no es prducido por -el desage de aire denso. Es un viento clido, muy seco, variable, que a veces apa-rece en las laderas de sotavento de las cordilleras. Se produce cuando los vientos predominantes en el aire hmedo y caliente se dirigen contra una montaa. El ascenso forzado hace que se for-men nubes densas, y en ocasiones propicias se producen intensas precipitaciones orogrficas. Durante la mayor parte de la ascen-s in el enfriamiento se produce segn el ndice adiabtico hmedo (4 o 5 C/km) y cuando el aire llega a la altura de la cima, ha perdido la mayor parte de su humedad. Despus de cruzar la cresta, pa-ne del aire desciende por las ladera