Saturday, December 23, 2006

MUSEO VIRTUAL DE INSTRUMENTAL METEOROLÓGICO

NEFOSCOPIO
Antiguo instrumento utilizado para la observación de las nubes.

PLUVIÓMETRO
Antiguo pluviómetro utilizado en los comienzos de la meteorología en Chile, fue instalado en 1886.

ACTINÓGRAFO
Instrumento utilizado para registrar la radiación solar global.

SISTEMA PARA LA MEDICIÓN DE VIENTO EN SUPERFICIE
Utilizado para medir dirección y velocidad del viento, internamente posee componentes de tipo electromecánico.

ESTACIÓN AUTOMÁTICA
Antigua estación automática utilizada para capturar datos meteorológicos, la mayoría de sus componentes son de tipo electromecánico.
ANEMÓMETRO DE MANO
Utilizado en las salidas a terreno, para poder realizar las mediciones el instrumento debe estar orientado hacia el norte.

HIGROTERMÓGRAFO CIRCULAR
Este instrumento cumplía la misma función que el higrotermógrafo actual, con la diferencia de su forma circular.

PIRHELIÓMETRO
Instrumento utilizado para la medición de la intensidad de la radiación solar.





Climas de Chile Mapas genrales.


¿Podrá salir al espacio extra sistema solar?

CLIMAS DE CHILE. 1a. a 5a. y 15a. Regiones.

PRIMERA Y QUINCE REGIÓN:

CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES
CLIMA DESÉRTICO NORMAL
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA
CLIMA DE ESTEPA DE ALTURA

a. CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES.
Se presenta en todo el sector costero de la región, caracterizándose por la nubosidad estratocumuliforme de limitado espesor que se presenta en horas de la noche disipándose en el transcurso de la mañana. Esta nubosidad se manifiesta como nieblas o camanchacas en sectores ubicados en el nivel de la capa de nubes, cuando las masas húmedas procedentes del mar chocan con la cordillera de la Costa ascendiendo bruscamente y produciendo la condensación de la humedad en pequeñas gotitas.Otra característica de este clima es la escasa diferencia entre las temperaturas extremas diarias así como entre los meses más cálidos y más fríos, que sólo alcanza a unos 6° a 7° C; la relativamente alta humedad y las casi inexistentes precipitaciones.


b. CLIMA DESÉRTICO NORMAL.
Este clima se presenta por sobre los 1000 m, en la zona denominada la Pampa de la primera región. Está caracterizado por una masa de aire muy estable y seca que origina una gran aridez, cielos despejados todo el año, una humedad atmosférica baja y una alta oscilación térmica diaria que puede llegar a unos 25° C por ejemplo en la Pampa del Tamarugal, debido al gran enfriamiento nocturno, que en algunos sectores produce mínimas cercanas a 0° C.


c. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA.
Este clima se presenta en las zonas próximas a la cordillera por encima de los 2.000 m de altura. Esta zona se ve caracterizada por una masa de aire inestable que por efectos de la altura produce nubosidad de desarrollo vertical que da origen a precipitaciones durante casi todos los veranos. Si bien no son tan abundantes como para eliminar la característica desértica, crean condiciones para la existencia de una incipiente vegetación estacional. Las temperaturas muestran un régimen relativamente frío, con un promedio no superior a los 10º C.


d. CLIMA DE ESTEPA DE ALTURA.
Este clima se presenta por sobre los 3.500 m, elevación tal que las temperaturas medias no sobrepasan los 5º C y produce una gran amplitud térmica entre el día y la noche. Las precipitaciones más importantes ocurren en las tardes de verano, son de origen convectivo, provenientes de nubosidad producida por el ascenso de masas de aire cargadas de humedad por la ladera oriental de los Andes, provenientes de la cuenca amazónica y del Atlántico. En algunos sectores superan los 400 mm al año pero disminuyen hacia el sur. La humedad relativa en general es baja.




SEGUNDA REGIÓN.

DESCRIPCIÓN CLIMATOLÓGICA.

La región presenta características climáticas similares a la primera Región. Una extrema aridez que se manifiesta especialmente en la depresión intermedia y en las cuencas intermontañas. La cercanía del mar y las alturas del interior contribuyen a crear variaciones climáticas dispuestas en franjas longitudinales que son las siguientes:


CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES
CLIMA DESÉRTICO NORMAL
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA
CLIMA DE ESTEPA DE ALTURA

a. CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES.
Este clima abarca todo el litoral de la Región en las áreas ubicadas bajo los 1.000 m. Una característica es la gran nubosidad que se intensifica en el invierno y la alta humedad recibida desde el mar, la que en contacto con los farellones costeros, permite un aprovechamiento de las camanchacas. Esta alta humedad, la proximidad del mar y el efecto moderador de la corriente de Humboldt, producen bajas amplitudes térmicas tanto diarias como anuales. En Antofagasta, ambas son del orden de 6 a 7º C. Esta influencia oceánica no alcanza más allá de unos 40 ó 50 km hacia el interior.El régimen pluviométrico está dado por algunas lloviznas y ocasionalmente por algún sistema frontal que logra alcanzar esas latitudes. Aumenta hacia el sur, registrándose cerca de 2 mm anuales en Tocopilla y 8 en Taltal.


b. CLIMA DESÉRTICO NORMAL.
Por sobre los 1.000 m de elevación, se presenta este clima cuya característica es la muy baja humedad relativa, donde la influencia marítima no alcanza a manifestarse, cielos permanentemente despejados, grandes cambios de temperatura entre el día y la noche y la ausencia de precipitaciones.Los valores de temperatura media de la estación meteorológica de Aguas Verdes, en la comuna de Taltal, muestra algunas de estas características, como una diferencia térmica de 9º entre el mes más cálido y el más frío, al contrario de los 6.6º de Antofagasta.


c. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA.
Este clima se presenta por el centro de la Región , entre los 2.000 y 3.000 m de altura. En este clima, el régimen de precipitaciones se presenta mezclado observándose precipitaciones estivales y también de origen ciclónico, aunque escasas en ambos casos. Las de origen ciclonal, se presentan con intervalos de varios años, cuando suceden inviernos pluviométricamente rigurosos en la zona central del país. En estos casos, suelen ser mayores a las del verano.Debido a la altura, las temperaturas son más frías y la misma altura atenúa las oscilaciones térmicas anuales, pero aumenta las diarias. Calama presenta 6.5º C de diferencia entre las temperaturas medias del mes más cálido y el más frío y de sólo 3.8º C en las temperaturas máximas, en cambio presenta hasta 22º C de diferencia entre las máximas y las mínimas, pero en días particulares pueden registrarse hasta 30º C de diferencia. La humedad relativa es muy baja.


d. CLIMA DE ESTEPA DE ALTURA.
Este clima abarca la zona sobre los 3.000 m, comprendiendo la Puna de Atacama. Esta altura hace que las temperaturas sean muy frías, las que hacen que muchas de las precipitaciones sean de nieve. Por sobre los 5.700 metros, las bajas temperaturas hacen que las nieves sean eternas, caracterizando los picachos más elevados de la Región.Las precipitaciones todavía responden al régimen estival, pero son mucho menores que en la I Región, no logrando vencer el carácter de desierto y siguen disminuyendo hacia el sur. En Inacaliri, superan los 110 mm anuales, pero en Socompa no alcanzan a los 40 mm.




TERCERA REGIÓN.

DESCRIPCIÓN CLIMATOLÓGICA
La Región presenta climas desérticos pero el incremento de las precipitaciones hace que la condición de desierto no sea tan rigurosa, destacándose 3 condiciones climáticas: una en el sector costero, con influencias marítimas, otra en la pampa intermedia y por último el sector cordillerano con incremento de las precipitaciones y régimen térmico frío.


CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL BAJO
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA

a. CLIMA DESÉRTICO CON NUBLADOS ABUNDANTES.
Está presente en todo el sector costero de la región y penetra hasta las proximidades de Copiapó y Vallenar ya que el relieve no presenta barreras a la influencia marítima. Se caracteriza por abundante y densa nubosidad que se presenta durante la noche y disipa durante la mañana, a veces acompañada de intensas nieblas y lloviznas. Esto también define una alta cantidad de días nublados y pocos días despejados.La influencia oceánica produce un régimen térmico moderado con poca amplitud térmica tanto diaria como anual.Las precipitaciones son mayormente de tipo frontal y aumentan de norte a sur. Por ejemplo en Chañaral se alcanzan 12 mm al año, en Caldera 27 y en el Totoral 32. Estas precipitaciones ocurren casi exclusivamente en invierno.


b. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL BAJO.
Este clima corresponde a la mayor parte de la Región, cubriendo la zona que va desde donde comienzan las tierras altas de la cordillera hasta donde alcanza la influencia marítima intensa por el oeste. De Copiapó al norte es de una rigurosa sequedad, en cambio de Copiapó al sur, la inexistencia de la cordillera de la Costa permite alguna forma de efecto marítimo en la humedad sin nubosidad, que atenúa las características desérticas.La amplitud térmica es mucho mayor que en el litoral. La diferencia entre el mes más cálido y el más frío es de 7° a 8º C en Copiapó y Vallenar mientras que se estima inferior a 6º en la zona costera. Mucho mayor es la amplitud térmica diaria que alcanza del orden de 13º a 15º C, lo que es una buena muestra de la continentalidad.Las zonas con este clima se ubican bajo el nivel de la inversión de temperatura, con temperaturas moderadas y humedad suficiente para permitir la generación de algún tipo de vegetación de estepa en los sectores bajos.Las precipitaciones aumentan con la latitud y con la altura, concentrándose en los meses de invierno. Los totales anuales llegan a 12 mm en Copiapó (291 metros de elevación), 19 mm en El Salvador (2.400 m.), 32 mm en Vallenar (470 m.) y 34 mm en Los Loros (948 m.).


c. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA.
Se manifiesta sobre los 2.000 m de altura. El régimen térmico es más frío pero las oscilaciones térmicas son menores que en el desierto marginal bajo, debido a la altura. La humedad relativa es baja, los cielos son predominantemente despejados, diáfanos y limpios, lo que motivó la instalación del observatorio astronómico de Las Campanas.Las precipitaciones son más abundantes en este clima y se producen casi exclusivamente en los meses de invierno, de mayo a agosto. Estas son de origen frontal y muchas veces son nivosas.Las temperaturas bajas y las apreciables cantidades de nieve en el invierno hacen que la línea de nieves eternas se ubique entre los 5.000 y 6.000 m, por lo que a los más altos picachos de la cordillera de la región, localmente se les denomine "nevados", como el Incahuasi, Tres Cruces, Ojos del Salado, etc.




CUARTA REGIÓN.

DESCRIPCIÓN CLIMATOLÓGICA


La Región presenta una zona de transición entre los climas desérticos con aquellos donde la mayor humedad se asocia a la aparición de vegetación. Esta condición permite distinguir en la parte litoral una continuación del clima desértico con nublados abundantes hasta las proximidades de los 29º S y de ahí en adelante se puede distinguir un clima de estepa con nublados abundantes; la zona intermedia de la Región presenta similitud con respecto a lo que sucede en el litoral, observándose una zona de transición entre el clima desértico marginal bajo con el de características de estepa con gran sequedad atmosférica. Esta zona intermedia se produce aproximadamente a los 30º S y está determinada por la variación anual de precipitaciones registradas entre una zona y otra.La situación descrita permite realizar una descripción de tipos de clima que hasta esta Región no se habían manifestado y estos son:


CLIMA DE ESTEPA CON NUBOSIDAD ABUNDANTE
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL BAJO
CLIMA DE ESTEPA CON GRAN SEQUEDAD ATMOSFERICA
CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA
CLIMA TEMPLADO CALIDO CON ESTACION SECA PROLONGADA DE 7 A 8 MESES

a. CLIMA DE ESTEPA CON NUBOSIDAD ABUNDANTE.
Este clima se presenta bordeando la costa. Se caracteriza por abundante nubosidad baja, localmente intensificada que se manifiesta con frecuentes nieblas y lloviznas que tienden a disipar al mediodía. Este rasgo se asocia también a gran cantidad de días nublados, pocos días despejados y alta humedad relativa. Estas características se extienden hacia el interior de los valles transversales, alcanzando hasta algunas decenas de kilómetros hacia el interior.La cercanía del mar produce amplitudes térmicas bajas. En La Serena es de 6.8º anuales, como diferencia entre la media del mes mas cálido y el mas frío y de 8º C diarios, como diferencia media entre las máximas y las mínimas.Rasgos locales del relieve costero, con algunas alturas que superan los 600 m y la nubosidad costera, permiten la conservación de restos de bosque tipo valdiviano, que emigró hasta esta región en épocas preglaciares, lo que se observa en los Altos de Talinay y el Parque Nacional Fray Jorge.Las precipitaciones presentan un régimen frontal, con máximos en el invierno (junio, julio y agosto) donde precipita cerca del 80% del total anual. Así mismo, las precipitaciones aumentan hacia el sur y con la altura. En La Serena caen 78 mm anuales, en el Tangue 107 mm, 163 mm en Puerto Oscuro y más de 270 en Quilimarí.


b. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL BAJO.
Este clima se presenta en el sector norte de la región, siendo la continuación del mismo clima de la III Región y se extiende hacia el sur hasta poco mas al norte del valle del Elqui. Por el oeste comienza en la línea hasta donde llega la influencia marítima intensa y por el oriente se extiende hasta aproximadamente el nivel de los 2.500 m de elevación. Cubre por lo tanto gran parte de la Cordillera de la Punilla.Las características desérticas se presentan aminoradas por las mayores cantidades de precipitación y porque la cordillera de la Costa se presenta muy disminuida, permitiendo una mayor humedad proveniente del litoral.La continentalidad de la zona hace que las oscilaciones térmicas sean mucho mayores que en la costa, en especial las amplitudes diarias.

c. CLIMA DE ESTEPA CON GRAN SEQUEDAD ATMOSFERICA.
Se presenta hacia el interior de la región, desde donde no se percibe influencia oceánica y donde las precipitaciones invernales son suficientes para eliminar los rasgos desérticos y se extiende por toda la extensión transversal hasta la frontera con Argentina.Su principal característica son los cielos predominantemente despejados, baja humedad relativa, temperaturas elevadas durante el día debido a que ocupa una zona dentro o sobre la capa de inversión térmicas, aunque en la noches las temperaturas descienden bastante. Tiene una amplitud térmica diaria del orden de 18º a 20º C, lo que equivale al doble o al triple de la de la costa.Las precipitaciones son de régimen frontal y se presentan en invierno, donde precipita entre el 75% y el 85% de las cantidades anuales. En los sectores más altos, son de nieve.Los cielos limpios, con escasa humedad producen una gran nitidez atmosférica, lo que en asociación con las agradables temperaturas diurnas, ha hecho que se establezcan en esta zona los observatorios astronómicos de la Silla y el Tololo.


d. CLIMA DESÉRTICO MARGINAL DE ALTURA.
Este tipo de clima se encuentra en la cordillera del sector norte de la Región, por sobre los 2.500 m de elevación. Es un clima frío por efecto de la altura, con precipitaciones importantes sólo en los meses de invierno, donde precipita cerca del 70% del total anual.La amplitud térmica anual tiene mayor importancia que la diaria, por cuanto la diferencia entre los meses extremos del año es del orden de 13º C. La altura hace que las máximas diarias no sean tan elevadas, resultando en una amplitud térmica diaria que es comparable a la anual. Las temperaturas medias de invierno son cercanas a 0ºC.Producto de las bajas temperaturas, las precipitaciones de nieve se acumulan en la cordillera repercutiendo en el caudal de los ríos, los cuales presentan importantes crecidas a comienzos de verano.


e. CLIMA TEMPLADO CALIDO CON ESTACION SECA PROLONGADA DE 7 A 8 MESES.
Este clima se presenta en el interior del sector sur de la Región, cubriendo toda la zona cordillerana sobre los 2.000 m de altura. Corresponde más precisamente a la franja central de la V Región, donde sus características anuales de precipitación y temperaturas se presentan en el interior del área más meridional de la IV Región.Las precipitaciones son poco mas abundantes que en el clima de estepa con gran sequedad atmosférica, pero todavía hay 7 a 8 meses con precipitación inferior a 40 milímetros; son de régimen frontal y con bastante nieve en el invierno. A pesar de ser escasas en el período seco, hacen que la porción que precipita en invierno (junio a agosto), haya disminuido al 60% a 75% del total del año en relación a los climas de más al norte.Una diferencia con el clima anterior, son las temperaturas más bajas, producto de la mayor altura y la mayor latitud. La amplitud térmica es alta por la escasa cantidad de nubosidad y baja humedad.



QUINTA REGIÓN.

DESCRIPCIÓN CLIMATOLÓGICA.


En la Región de Valparaíso se distinguen cuatro tipos de clima: un clima seco de estepa que es la continuación del existente en la IV Región y tres climas templados que se diferencian entre sí por las características de la nubosidad y la duración del período seco.

CLIMA DE ESTEPA CON GRAN SEQUEDAD ATMOSFERICA
CLIMA TEMPLADO - CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES, ESTACION SECA PROLONGADA (7 A 8 MESES) Y GRAN NUBOSIDAD
CLIMA TEMPLADO CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES Y ESTACION SECA PROLONGADA (7 A 8 MESES)
CLIMA TEMPLADO CALIDO CON ESTACION SECA DE 4 A 5 MESES

a. CLIMA DE ESTEPA CON GRAN SEQUEDAD ATMOSFERICA.
Se presenta en los valles interiores desde el límite con la IV Región hasta Cabildo aproximadamente. Se caracteriza por cielos límpidos a causa de la baja humedad atmosférica, cielos despejados y alta luminosidad. Las lluvias todavía son escasas e irregulares por lo que las sequías son frecuentes en el valle de Petorca y La Ligua, a pesar que los totales anuales superan los 200 milímetros. Estas se presentan en invierno y son de origen ciclónico.La zona no recibe influencia oceánica, acusa un mayor grado de continentalidad, por lo que la temperatura presenta importante amplitud tanto diaria como anual, registrándose heladas en los sectores bajos en invierno.Para mostrar el comportamiento del agua caída en la zona bajo este clima, se muestran los valores pluviométricos normales mensuales de Cabildo.


b. CLIMA TEMPLADO - CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES, ESTACION SECA PROLONGADA (7 A 8 MESES) Y GRAN NUBOSIDAD.
Este clima corresponde al sector costero de la Región. Se caracteriza por una gran cantidad de nubosidad que se observa todo el año, con mayor intensidad en invierno, asociada a nieblas y lloviznas, lo que a su vez produce bajas amplitudes térmicas. La diferencia entre la temperatura media del mes más cálido y el más frío es de sólo 5º a 6º C y la diferencia diaria entra las temperaturas máximas y las mínimas varía entre 7º C en verano y sólo 5º C en invierno, lo que es entre 1º y 3º inferior, respectivamente, que en el mismo clima de la IV Región. La humedad atmosférica es alta, con un valor medio de 82%.Las precipitaciones son mucho más abundantes que más al norte, superándose los 350 milímetros anuales, aunque todavía existen 8 meses secos, en que llueve menos de 40 mm. En los 4 meses lluviosos (mayo a agosto), precipita más del 80% del total anual. La intensidad de las precipitaciones y del viento en invierno alcanza características de temporal casi cada año. El aumento en latitud, también se refleja en un aumento de las precipitaciones, registrándose por ejemplo, 340 mm anuales en Quintero y casi 400 mm en Punta Panul (San Antonio).


c. CLIMA TEMPLADO CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES Y ESTACION SECA PROLONGADA (7 A 8 MESES).
Este clima aparece en la sección media del valle del Aconcagua y cubre también el sector de la cordillera de la Costa perteneciente a la Región. Es un clima templado que acusa mayor grado de continentalidad al distanciarse del litoral y por la presencia de la Cordillera de la Costa. Al disminuir la influencia del océano, las variaciones térmicas diarias y estacionales se hacen menos homogéneas en tanto que la humedad relativa disminuye. En invierno son frecuentes las heladas y esta frecuencia aumenta a medida que se asciende hacia la Cordillera de Los Andes.Este clima mediterráneo define una condición muy favorable para el asentamiento humano, que se nota claramente al comparar el poblamiento en esta zona con la de los valles de más al norte. La temperatura media es del orden de 15º, con pequeñas variaciones según la ubicación. La continentalidad se nota en las amplitudes térmicas, que de 5.6º C como amplitud anual en Valparaíso, adquiere valores de 8º C en Quillota, 11º en Jahuel y 13º C en Los Andes. Mas notorias son las diferencias de amplitudes diarias, los 6.3º de Valparaíso, crecen a 14º en invierno y 20º C en verano en San Felipe y Los Andes.Las precipitaciones se concentran en invierno, dejando al menos 7 meses con cantidades inferiores a 40 mm. Raramente se producen nevadas en invierno. El relieve determina grandes diferencias en los registros pluviográficos, al favorecer u obstaculizar el paso del viento predominante del suroeste. Así por ejemplo, Valparaíso en la costa presenta 370 mm de agua caída; Rodelillo en la parte alta de la planicie litoral, recibe más de 600 mm; Llay-llay en el interior 317 mm; luego disminuye a 230 mm y 270 mm en San Felipe y Los Andes respectivamente.Otra característica de las precipitaciones es su anormalidad, pues hay una gran diferencia entre años lluviosos y años con sequía. Los inviernos más lluviosos puede precipitar hasta 10 veces más que en los inviernos con sequía. Contrastes similares pueden encontrarse a lo largo de un mismo año, pues las precipitaciones pueden concentrarse en períodos de dos a tres semanas, dejando el resto de la estación con déficit, lo que origina más problemas que beneficios. También las precipitaciones suelen producirse en períodos poco apropiados para la agricultura.


d. CLIMA TEMPLADO CALIDO CON ESTACION SECA DE 4 A 5 MESES.
Este clima se encuentra en el sector andino de la Región, por sobre los 1.200 m de elevación, donde la inversión térmica le da el carácter de templado a pesar de la altura, contrarrestando su efecto. Las temperaturas en la noche descienden bastante produciéndose frecuentes heladas. Con la altura las precipitaciones son mucho más abundantes, alcanzándose valores superiores a 1.000 mm. En invierno se producen bastantes nevadas, que se constituyen en importantes reservas hídricas. En sectores más altos, las menores temperaturas permiten la existencia de hielos eternos. La línea de nieves desciende notoriamente en invierno y con los calores de la primavera y el verano, la nieve se funde aumentando el caudal de los ríos.


Fuente: Dirección Meteorologica de Chile.

Friday, November 10, 2006

LA CLIMATOLOGIA, UNA CIENCIA DE MUCHA ACTUALIDAD.


CURSO BASICO DE METEOROLOGIA

3ª. Parte del Curso Básico de Meteorología.

22. La nieve
Así como la lluvia cae en gotas más o menos gruesas, la nieve baja en copos más o menos grandes que, examinados al microscopio, presentan una estructura cristalina de variadas formas, aunque lo más corriente es que adopten forma de estrella de seis puntas. La nieve se forma cuando la temperatura es tan baja que el agua adquiere estado sólido. Los copos nacen cuando las gotas, al caer, atraviesan una capa de aire frío, por debajo de cero grados, y cerca del suelo.


Al igual que la lluvia, la nieve también puede formarse a partir de los cristales de hielo que integren una nube. Tan pronto como los cristales comienzan a caer a través de la nube, chocan con las gotitas de nube y con otros cristales de distintos tamaños, uniéndose y formando pequeños núcleos congelados.

En invierno, cuando la temperatura al nivel del suelo es inferior a la de fusión, el conglomerado de cristales de hielo alcanza la superficie terrestre en forma de nieve. Cuando la temperatura es superior a 0° C., la nieve se funde y se convierte en lluvia. A veces ocurre que hay una capa de aire caliente inmediatamente sobre el suelo, a pesar de que la temperatura de éste se halla por debajo del punto de fusión. Por ejemplo, la temperatura de la superficie terrestre y del aire en contacto con la misma puede ser de menos 2° C., mientras que a 1.200 metros de altitud puede haber una temperatura de 3° C. En este caso, cuando los copos de nieve atraviesan la capa donde la temperatura es superior a 0°, se funden y se transforman en gotas de lluvia.

Luego, a medida que éstas continúan cayendo, atravesando la capa más fría, se congelan nuevamente en parte o por entero, para alcanzar el suelo en forma de aguanieve.
Si la capa de aire frío cercana al suelo no tiene suficiente espesor o no es lo bastante glacial como para que las gotas se congelen, éstas llegan a la superficie terrestre como agua sobre enfriada. Al entrar en contacto con los objetos terrestres, mucho más fríos, el agua se solidifica rápidamente, recubriéndolo todo con una capa de hielo de caprichosas y exóticas formas. Esto se conoce como lluvia congelada o helada.


23. El granizo

Se conoce como granizo los granos o corpúsculos de hielo más o menos duros que caen de las nubes. El tamaño de estas partículas oscila, normalmente, entre unos milímetros y dos o más centímetros. Al contrario de la nieve, que se da casi siempre en invierno o regiones heladas propicias, el granizo se produce, generalmente, tanto en verano como en la estación invernal. El mecanismo de esta precipitación violenta de gránulos de hielo está relacionado con las tormentas, principalmente en plena canícula, en la que interviene la convección como elemento esencial en su formación, y con los fenómenos eléctricos. Cuando el tamaño es superior a los 5 mm recibe el nombre de piedra o pedrisco.

El trozo de granizo está constituido por varios cientos de diminutos cristales de hielo. Las capas de hielo opaco están formadas por pequeños cristales y burbujas de aire atrapadas, mientras que las de hielo transparente lo están por cristales grandes.

El porqué los cristales se disponen en capas alternadas, según su tamaño, dando lugar a un trozo de granizo o de piedra, tiene su explicación en la velocidad a la cual se recoge y congela el agua de las nubes. Cuando el granizo cae a través de una región de nubes bajas, e intercepta pequeñas cantidades de agua sobreenfriada, ésta puede congelarse casi instantáneamente, formando la capa opaca. En cambio, si la piedra o granizo acumula grandes cantidades de agua, ésta no puede congelarse de forma instantánea, y más si capta el líquido de las partes más calientes de la nube.

Entonces, el granizo se humedece y el proceso de congelación continúa lentamente, a medida que los cristales grandes crecen y expulsan el aire retenido, dando así origen a la capa transparente.

O sea que la existencia de estas diversas capas se atribuye al hecho de que el granizo es arrastrado muchas veces hacia lo alto de la nube por las fuertes corrientes y elevado de nuevo, como un prolongado torbellino, hasta que alcanza tal tamaño y peso que cae a tierra, al no tener el aire fuerza suficiente para retenerlo por más tiempo prisionero de su alocada vorágine.

Otras veces, el granizo se origina gracias a la presencia de los consabidos cristalitos de hielo. Una vez que éstos comienzan a nacer, el crecimiento se efectúa con mucha rapidez. La mayor parte de las gotas de agua de la nube se ordena alrededor de los mismos, los cuales toman la forma que determinan las condiciones reinantes en el interior de la nube, como ya hemos dicho.

Como los cristales de hielo se agitan turbulentamente, rozan unos con otros, ya uniéndose, ya puliendo sus superficies, convirtiéndose muchas veces en cuerpos esféricos bastante perfectos. Cuando las corrientes ascendentes y descendentes en el interior de la nube de tormenta, son de tal clase y naturaleza que los trozos de granizo suben y bajan varias veces, y, por tanto, el granizo tarda en caer al suelo, es cuando aparecen las piedras de gran tamaño, pues varias gotas y cristales se van acumulando y congelando sobre el gránulo primitivo.

24. El rocío

Existen otro tipo de precipitaciones que, a diferencia de las anteriormente descritas, se puede decir que se originan directamente sobre la superficie terrestre, aunque el proceso de condensación viene a ser el mismo. La más conocida de estas precipitaciones es el rocío, que consiste en la aparición de gotitas de agua sobre los objetos y cuerpos expuestos a la intemperie, principalmente los vegetales.

El rocío se forma a causa de que los cuerpos que, como las plantas, son malos conductores del calor, se enfrían considerablemente en las noches claras y serenas, al emitir gran cantidad de radiación calórica hacia el espacio. Debido a este proceso, las capas de aire en contacto con el suelo y los vegetales se enfrían demasiado, no pudiendo mantener, por tanto, todo el agua en forma de vapor, la cual se condensa en forma de gotitas, siempre que la temperatura sea > 0º C. Estas diminutas gotas, unas veces se depositan directamente sobre los objetos que están en contacto con el aire enfriado, y otras caen desde alturas <1>

Vulgarmente se cree que el rocío sólo se forma en las primeras horas de la noche y madrugada, pero lo cierto es que se produce siempre que la temperatura del suelo desciende lo necesario.
La escarcha.- La escarcha no es el rocío que se hiela, como puede parecer, sino que es un fenómeno independiente. Cuando la condensación del vapor de agua se produce a una temperatura <>


25. Formación de las tormentas

Las tormentas son uno de los fenómenos atmosféricos más espectaculares, y a veces pueden llegar a ser muy virulentas. Estos fenómenos se producen por los cumulunimbus, nubes que se desarrollan cuando la atmósfera está inestable. Se entiende por atmósfera inestable aquella situación en la que se producen importantes movimientos del aire en sentido vertical. Esto pasa cuando el aire es más frío de lo habitual en la parte más alta de la troposfera, lo que suele ocurrir cuando pasa un frente frío o bien en situaciones de bajas presiones.

La formación de la tormenta se desarrolla según el siguiente proceso:
-El calentamiento de la tierra origina una corriente de aire ascendente. Este aire se enfría progresivamente hasta condensarse con la consiguiente formación de pequeños cúmulos.
- A diferencia de las situaciones de buen tiempo, la corriente ascendente no se para y la nube crece rápidamente en sentido vertical.
-El cúmulo continúa creciendo en sentido vertical y está a punto de convertirse en una nube de tormenta. Cuando alcanza la isoterma de los º C, las cargas eléctricas que se han ido generando comienzan a ordenarse dentro de la nube. La parte superior será positiva y la inferior negativa. Además, se comienzan a formar dentro de la nube grandes gotas o partículas de granizo. La fuerte corriente ascendente los mantiene en suspensión.
-El cúmulos se ha transformado ya en un cumulunimbus que puede llegar a tener hasta 10 km de altura. En su parte superior la temperatura puede ser muy baja (-20º C o -30º C). Esto favorece una intensa sobresaturación del aire que origina una gran cantidad de gotas de lluvia o de granizo, algunas de las cuales caerán en forma de precipitación.
-La nube de tormenta se desgasta al desaparecer la corriente ascendente que la alimentaba. La tierra ya se ha enfriado y fuertes corrientes descendentes de viento provocan chubascos de gran intensidad que acaban por deshacer la nube. La tormenta ha acabado y algunas capas de cirrus o cirroestratos serán los únicos restos de este extraordinario fenómeno de la naturaleza.


Las tormentas formadas por convección o por un frente frío suelen tener una duración corta ya que, como hemos visto, cuando la tierra se enfría la tormenta se acaba.
Las depresiones también pueden formar tormentas cuya duración suele ser más larga ya que se acostumbran a formar numerosos cumulunimbus.


En las zonas del litoral también se producen formaciones de tormentas que pueden llegar a ser muy virulentas ya que las corrientes ascendentes tardan mucho en pararse porque el agua del mar se enfría muy lentamente. Y eso hace que se formen nubes de tormenta durante varias horas.

26. Los rayos y los relámpagos

Uno de los hechos más característicos de las tormentas es el acompañamiento a las mismas de fenómenos eléctricos: rayos, relámpagos y truenos.
Durante el transcurso de una tormenta se favorece la formación de iones particulares que confina la atmósfera. Los iones positivos en la parte alta y los negativos en la parte baja de la nube. Además, la tierra también se carga de iones positivos.


Todo ello genera una diferencia de potencial de millones de voltios que acaban originando fuertes descargas eléctricas entre distintos puntos de una misma nube, entre nubes distintas o entre la nube y la tierra: a dicha descarga eléctrica la denominamos rayo. El relámpago es el fenómeno luminoso asociado a un rayo, aunque también suele darse este nombre a las descargas eléctricas producidas entre las nubes.

El trueno.- El calor producido por la descarga eléctrica calienta el aire y lo expande bruscamente y después se contrae al enfriarse, dando lugar a ondas de presión que se propagan como ondas sonoras. Estas ondas sonoras que se propagan a la velocidad del sonido (300 m/s) son el denominado trueno.

Puede determinarse, de una forma aproximada, la distancia en metros a la que se produce la descarga eléctrica, para ello se multiplica por 300 los segundos transcurridos entre el momento de producirse el rayo y el momento que oímos el trueno.

27. El viento - La circulación del aire

La circulación del aire en la atmósfera se realiza por el intercambio de calor que se produce entre los gases o fluidos calientes que ascienden y los gases fríos que descienden. Este trasvase de energía lo llamamos convección. La circulación general atmosférica se produce, pues, por convección.

A causa de la rotación de la Tierra, la circulación de los vientos no es la misma en todos los sitios. En el hemisferio norte, la rotación de la Tierra desvía los vientos de manera que se mueven en el sentido de las agujas del reloj alrededor de un área de alta presión (anticiclón), y en sentido contrario en un área de bajas presiones (depresión o ciclón). En el hemisferio sur los vientos se mueven en sentido contrario.

En las zonas ecuatoriales la temperatura del aire que está más en contacto con la superficie es muy elevada y la presión es baja. Esto provoca que el aire ecuatorial bajo suba hasta la tropopausa, circule hacia el norte o el sur y se vaya enfriando. A causa de este cambio de temperatura y al cambio de presión, el aire desciende hasta las zonas bajas de la troposfera y vuelve al ecuador, cerrando el ciclo. A este ciclo se le llama célula convectiva. Debido al movimiento de la rotación de la Tierra en cada hemisferio se pueden encontrar tres filas de células convectivas.

El viento.-

El viento es aire en movimiento. Este desplazamiento es consecuencia, como ya hemos visto, por las diferencias de presión y temperatura entre distintas zonas. El viento va de las zonas de alta presión a las de baja presión intentando igualarlas. Hay dos parámetros importantes relacionados con el viento: la velocidad, que nos indica si es fuerte o flojo, y su dirección.
La velocidad se mide con el anemómetro, y la dirección con la veleta.


28. Dirección y velocidad del viento

Como ya se ha explicado anteriormente, el viento es el aire en movimiento, el cual se produce en dirección horizontal, a lo largo de la superficie terrestre. La dirección, depende directamente de la distribución de las presiones, pues aquel tiende a soplar desde la región de altas presiones hacia la de presiones más bajas.

Se llama dirección del viento el punto del horizonte de donde viene o sopla. Para distinguir uno de otro se les aplica el nombre de los principales rumbos de la brújula, según la conocida rosa de los vientos. Los cuatro puntos principales corresponden a los cardinales: Norte (N), Sur (S), Este (E) y Oeste (W). Se consideran hasta 32 entre estos y los intermedios, aunque los primordiales y más usados son los siguientes con su equivalencia en grados del azimut:

Ver imagen de la Rosa de los Vientos al inicio de este curso.

29. Las masas de aire - aire polar


Se llama aire polar al originario de las altas latitudes y que, en ocasiones, desciende hasta los trópicos. Este aire, que posee en sus inicios una temperatura muy baja, escasa humedad específica y una gran estabilidad, se calienta en la base durante su desplazamiento hacia el sur, haciéndose cada vez más "inestable", lo que favorece el desarrollo de las nubes de convección, cúmulos y cúmulo nimbos, y cielos "variables" que lo caracterizan, por lo menos en las latitudes medias.

La visibilidad es buena, ya que la débil estabilidad vertical del aire no permite la concentración de humedad. La coloración extremadamente característica del cielo, a menudo verde pálido, permite casi con absoluta certeza, diagnosticar la presencia de una masa de aire frío.

Cuando el desplazamiento hacia el sur de este aire es rápido y directo, se le llama aire polar "directo". En las regiones donde llega sólo a latitudes relativamente bajas después de un trayecto más o menos largo, recibe el nombre de aire polar "indirecto" o de "regreso". Cuando ha efectuado un largo recorrido a través del océano, permitiéndole cargarse de humedad, se convierte en aire polar "marítimo", pero si se ha desecado en un largo recorrido por encima de un continente, se denomina aire polar "continental". En el aire polar indirecto y en el de regreso, se encuentran las características del aire polar directo más o menos atenuadas; la inestabilidad vertical es más débil.

Variaciones de la inestabilidad en el aire polar.-

Todas las causas que comportan un descenso de la temperatura en las capas inferiores de la atmósfera favorecen la disminución o desaparición de la inestabilidad, porque dichas causas disminuyen el gradiente térmico vertical de la masa de aire polar. Inversamente, las que aumentan su gradiente térmico vertical provocan un incremento de la inestabilidad.

Por ejemplo:
-En el aire frío, por la noche, la nubosidad disminuye y a menudo desaparece, puesto que bajo la acción de la radiación se enfrían las capas inferiores de la atmósfera. Esto explica la debilitación de las "colas" por las noches.
-Durante los períodos fríos, particularmente en invierno, los chaparrones son más numerosos en el mar y en las regiones costeras que sobre los continentes; la película de aire continental que los recubre provoca un suficiente descenso de temperatura en las capas bajas del aire polar, barriéndolas para que la inestabilidad resulte imposible. Esto explica la ausencia casi absoluta de "cola" en invierno en las zonas continentales.
-En verano aumenta la inestabilidad en los continentes fuertemente recalentados, mientras que es casi nula en el mar. Esto permite explicar las diferencias de estructura de las "colas" de los sistemas nubosos entre el mar y el continente.


Aire tropical.-

Es originario de las latitudes tropicales y llega frecuentemente hasta las latitudes medias. Este aire, desplazándose hacia el norte, se enfría por su base y se vuelve cada vez más "estable". Por razón de su gran estabilidad, a su llegada a las regiones templadas va acompañado de nieblas, brumas o nubes estratificadas, (estratos o estratocúmulos), seguidas muy a menudo de lloviznas.

Si el aire tropical es de origen marítimo, posee una gran humedad específica, aportando nubes tormentosas. Si es seco (aire tropical sahariano), faltan las formaciones nubosas. En ambos casos, la visibilidad es escasa porque la gran estabilidad del aire permite la concentración de humedad a muy baja altitud.

La variación diurna de la nubosidad y las precipitaciones en el aire tropical es inversa a la de los mismos elementos en el aire frío; se observa, efectivamente, un mínimo durante el día y un máximo por la noche. Entre el aire polar directo y el aire tropical típico, se encuentran masas de aire que presentan características intermedias. Una misma masa de aire puede presentar alternativamente las de aire polar y aire tropical, puesto que estos caracteres dependen de la trayectoria seguida (por ejemplo, contorneando por el sur el anticiclón atlántico).

Aire ártico.-

Merece unas observaciones particulares: originario del Océano Ártico, tiene siempre, por su fuerte densidad, un gran espesor, comprendido entre los 3 y 5 km. La base de su estratosfera desciende a veces por debajo de los 6 km. El aire ártico es particularmente inestable. Posee además propiedades eléctricas particulares y provoca casi siempre chaparrones y tormentas con granizo, lluvia o nieve. Las masas de aire ártico van siempre acompañadas de grandes descensos de temperatura y de tempestades, a consecuencia de la turbulencia térmica y del incremento de la turbulencia dinámica. Van seguidas en general de una brusca subida del barómetro una vez pasado el frente. La visibilidad suele ser óptima, superior a los 30 km.

30. Superficies de discontinuidad

Las diversas masas de aire troposféricas no se desplazan a la misma velocidad, y además sus densidades son distintas. Generalmente están separadas por zonas de transición más o menos anchas, denominadas superficies de discontinuidad, o simplemente "frentes", marcados por las superficies en cuestión, de los cuales los más importantes son, para el Atlántico Norte y Europa:

-El frente polar, que separa las masas de aire polar del aire tropical.
-El frente ártico, que separa las masas de aire polar del aire ártico.


Están constituidas por una sucesión de frentes cálidos y frentes fríos. La capa de transición corresponde a una zona de mezcla entre las dos masas de aire, mezcla provocada por un efecto de turbulencia a lo largo de la superficie de discontinuidad. Dicha turbulencia tiende a mezclar las dos masas de aire, provocando, en ausencia de causa conservación del frente, la lenta desaparición del mismo.

Centros de presión.-

Tal como ya se vio anteriormente, en las zonas de baja presión el aire es cálido y, por tanto, al ser más ligero asciende. Esto hace que el aire de las zonas circundantes se desplace en superficie hacia el centro de las zonas de baja presión para llenar el vacío creado por el aire que se eleva. El aire que asciende se condensa formando nubes que provocan precipitaciones. Es una zona de "mal tiempo".

Por el contrario, en las zonas de alta presión el aire es más frío y pesado, baja de las partes más altas de la troposfera y hace un desplazamiento en superficie que le aleja del centro de altas presiones. En este caso, el aire que desciende se calienta progresivamente y apenas se forman nubes. Es una zona de "buen tiempo".

Por otra parte hay que tener en cuenta el efecto de la rotación de la Tierra, que hace que estos desplazamientos se desvíen siguiendo una curva.

En el hemisferio Norte:
-En las zonas de los anticiclones el viento gira en el sentido horario.
-En las zonas de las depresiones el viento gira en el sentido antihorario.


En el hemisferio Sur se produce el fenómeno inverso.
Si la Tierra no se moviera, el viento seguiría una trayectoria rectilínea de las zonas de alta presión a las de baja presión.

Thursday, August 10, 2006

UNA MARAVILLA DE LA NATURALEZA: LA ATMOSFERA

LA METEOROLOGIA: CAPITULO 2

(Continuación)

9. La presión de la atmósfera.

La masa de aire que envuelve la Tierra tiene un peso por el que ejerce una presión sobre los seres vivos y los objetos. El peso total de la atmósfera es de unos 6.000 billones de toneladas. Sin embargo, este peso apenas se nota. A nivel del mar, nuestro cuerpo soporta una presión periférica de algo más de 1 Kg. /cm², pero esa presión sobre la piel se equilibra por la que ejerce hacia afuera el aire que entra en los pulmones y la sangre. A causa de esto no apreciamos los +/- 15.000 Kg. que soportamos cada uno.

La presión, debida al peso del aire, se denomina presión atmosférica y su unidad de medida es la atmósfera, que es el peso de una columna de mercurio de 760 mm. de altura y 1 cm² de sección, a la latitud de 45º y al nivel del mar.

La presión del aire disminuye con la altura, así como también la densidad. Dicha variación es logarítmica. Así a 5000 metros la presión se reduce a la mitad (1/2 atmósfera). Al tener el aire siempre la misma proporción de oxígeno, si uno se eleva a 5000 metros, respira el mismo volumen de aire pero su presión parcial es la mitad y la sangre recibirá la mitad de oxígeno.

La presión atmosférica no es la misma siempre en un punto determinado, sino que sufre variaciones, dependiendo de diversos factores, entre ellos la temperatura y la humedad. Para medir la presión podemos utilizar el barómetro de mercurio, el barómetro aneroide o el barógrafo.

10. La temperatura del aire.

Los rayos solares atraviesan la atmósfera sin que el aire absorba una cantidad apreciable del calor de aquellos. Pero, en cambio, la radiación solar es absorbida por la tierra, la cual a su vez calienta por contacto las capas inferiores de la atmósfera, y estas luego transmiten su calor a las capas más altas, en virtud de las corrientes de convección que se establecen. Así pues, en general, las capas bajas de la atmósfera se hallan a mayor temperatura que las situadas encima de ellas y, por tanto, la temperatura del aire, igual que la presión, disminuye con la altitud. Esta afirmación puede tomarse como cierta para los 11 ó 12 primeros kilómetros de la atmósfera, siendo la disminución (gradiente) de unos 0.55º C. por cada 100 m. de aumento en la altura.

En las noches claras, el calor acumulado en la tierra durante el día es irradiado con gran rapidez, de modo que la capa más baja de la atmósfera se enfría antes que las de encima; entonces, la temperatura del aire en la proximidad de la tierra puede ser más baja que en otras capas más altas, invirtiéndose el "gradiente de temperatura", es decir, que esta aumenta con la altitud (inversión del gradiente) en vez de disminuir.

Si una masa parcial del aire se calienta más que otras que la rodean, se expandirá, adquirirá menor densidad y tenderá a elevarse. Pero, al ascender, penetrará en regiones de presión cada vez menor, lo cual favorecerá todavía más la expansión del aire. Esta expansión, que se llama cambio de estado térmico, produce un enfrentamiento; si tal cambio de estado ocurre sin absorber calor del medio que rodea a dicha masa de aire, ni cedérselo, se dice que la expansión es adiabática. El gradiente de temperatura, en tales condiciones, es de 1º C. por cada 100 m. de aumento de altura, denominándose gradiente adiabático seco.

Que dicha masa de aire continué subiendo, o no, dependerá de la relación que entre sí guarden su gradiente adiabático y el gradiente termométrico del aire que la rodea. Si el segundo gradiente es mayor que el primero, el aire seguirá ascendiendo, pues, a cualquier altitud considerada, será todavía mas caliente (y por tanto menos denso) que el aire que le envuelve. Se dice entonces que la atmósfera es inestable.

Cuando ocurra lo contrario, o sea, cuando el gradiente adiabático supere el gradiente termométrico, el aire que se eleva entra en regiones donde, a una altura dada, se hallará rodeado de aire mas caliente; en consecuencia, la masa ascendente resultará mas densa y su tendencia a elevarse quedará frenada. La atmósfera entonces será estable. Claro está que una inversión del gradiente supone condiciones de gran estabilidad.

11. Factores que intervienen en la temperatura del aire.

La temperatura del aire, que se mide con el termómetro de mercurio o el termógrafo, sufre variaciones dependiendo de diversos factores, entre los que podemos destacar los siguientes:

Variación diurna: se define como el cambio de temperatura entre el día y la noche, producido por la rotación de la Tierra. Durante el día la radiación solar es, en general, mayor que la terrestre, por lo tanto la superficie de la Tierra se torna más caliente. Durante la noche, en ausencia de la radiación solar, sólo actúa la radiación terrestre, y consecuentemente, la superficie se enfría. Dicho enfriamiento continúa hasta la salida del sol. Por lo tanto, la temperatura mínima ocurre generalmente poco antes de la salida del sol.

Variación estacional: esta variación se debe a la inclinación del eje terrestre y el movimiento de traslación de la Tierra alrededor del sol. El ángulo de incidencia de los rayos solares varía, estacionalmente, en forma diferente para los dos hemisferios. El hemisferio norte es más cálido en los meses de junio, julio y agosto, en tanto que el hemisferio sur recibe más energía solar en diciembre, enero y febrero.

Variación con la latitud: la mayor inclinación de los rayos solares en altas latitudes, hace que éstos entreguen menor energía solar sobre estas regiones, siendo mínima dicha entrega en los polos. Sin embargo, en el Ecuador los rayos solares llegan perpendiculares, siendo allí máxima la entrega energética.

Variaciones con el tipo de superficie: en primer lugar la distribución de continentes y océanos produce un efecto muy importante en la variación de la temperatura, debido a sus diferentes capacidades de absorción y emisión de la radiación. Las grandes masas de agua tienden a minimizar los cambios de temperatura, mientras que los continentes permiten variaciones considerables en la misma. Sobre los continentes existen diferentes tipos de suelo: Los terrenos pantanosos, húmedos y las áreas con vegetación espesa tienden a atenuar los cambios de temperatura, en tanto que las regiones desérticas o áridas permiten cambios grandes en la misma.

Variaciones con la altura: a través de la primera parte de la atmósfera, llamada troposfera, la temperatura decrece con la altura. Este decrecimiento se define como Gradiente vertical de Temperatura y es en promedio de 6,5º C/1000m. Sin embargo, ocurre a menudo que se registra un aumento de la temperatura con la altura: Inversión de temperatura. Durante la noche la Tierra irradia (pierde calor) y se enfría mucho más rápido que el aire que la circunda; entonces, el aire en contacto con ella será más frío mientras que por encima la temperatura será mayor. Otras veces se debe al ingreso de aire caliente en algunas capas determinadas debido a la presencia de alguna zona frontal.

12. Vapor de agua

La atmósfera terrestre contiene cantidades variables de agua en forma de vapor. La mayor parte del mismo se encuentra en los primeros 5 kilómetros del aire, dentro de la troposfera. Procede de diversas fuentes terrestres gracias al fenómeno de la evaporación y es ayudado por el calor solar y por la temperatura propia de la tierra.

El vapor de agua que se encuentra en la atmósfera proviene, principalmente, de la evaporación de los mares. La evaporación es el paso de una sustancia líquida al estado de vapor. Este proceso se realiza solamente en la superficie del líquido y a cualquier temperatura aunque, en igualdad de condiciones, este fenómeno es acelerado cuanto mayor es la temperatura reinante. Los cambios que sufre el vapor de agua en el aire, principalmente a causa de las variaciones de temperatura y de los fenómenos eléctricos, es lo que produce los llamados meteoros acuosos.

La evaporación.- Este proceso presenta dos aspectos: el físico y el fisiológico: El primero tiene lugar en todos los puntos en que el agua está en contacto con el aire no saturado, sobre todo en las grandes superficies líquidas: mares, lagos, pantanos y ríos. La evaporación fisiológica corresponde a la transpiración de los vegetales, la cual restituye a la atmósfera una gran cantidad de agua, que primero había sido absorbida. La cantidad de vapor de agua, en un volumen dado de aire, se denomina humedad.

La humedad.- La atmósfera contiene agua en los tres estados de la materia: en forma de vapor, en gotas de condensación y en estado sólido.
La humedad absoluta se refiere a la cantidad total de vapor de agua que se encuentra en el aire.

Pero la cantidad de vapor de agua que puede haber en un volumen determinado de aire varia con los cambios de temperatura. El aire caliente puede contener más cantidad de vapor que de aire frío. Cuanta más alta sea la temperatura del aire, más vapor de agua pude contener. Esto implica que cuando la temperatura disminuye, si la cantidad de vapor de agua se mantiene constante, la humedad aumenta. Lo que explica que la humedad aumente generalmente por la noche..

La humedad relativa es la cantidad de agua que hay en el aire con relación a la máxima que puede tener a una determinada temperatura.

13. La saturación.

Cuando una masa de aire contiene la máxima cantidad de vapor de agua admisible a una determinada temperatura, es decir, que la humedad relativa llega al cien por cien, el aire está saturado. Si estando la atmósfera saturada se le añade más vapor de agua, o se disminuye su temperatura, como ya hemos dicho, el sobrante se condensa. Cuando el aire contiene más vapor de agua que la cantidad que tendría en estado de saturación, se dice que está sobresaturado.

El punto de rocío.- Si una masa de aire se enfría lo suficiente, alcanza una temperatura llamada punto de rocío, por debajo de la cual no puede mantener toda su humedad en estado de vapor y este se condensa, convirtiéndose en líquido, en forma de gotitas de agua. Si la temperatura es lo suficientemente baja se originan cristales de hielo.

El ciclo del agua.- El agua del planeta sigue un ciclo continuo, dividido en las siguientes fases:

1. La energía calorífica de las radiaciones solares calienta el agua de la superficie de los mares, océanos, lagos y ríos, que se evapora en forma de vapor de agua. La mayoría de este vapor lo aportan las aguas de los océanos, especialmente de los tropicales. En las zonas terrestres, la evaporación que proviene de los suelos húmedos y de la evapora transpiración de la vegetación hace aumentar la humedad del aire.

2. Cuando se enfría el vapor de agua que asciende junto a las corrientes de aire, se forma una niebla de pequeñas gotas de agua o cristales de hielo que se denominan nubes.

3. El viento desplaza las nubes y las masas de aire húmedo.

4. Cuando el aire húmedo se enfría, se condensa el vapor de agua que contiene y cae en estado líquido (lluvia) o sólido (nieve o granizo).

5. Una buena parte del agua de la lluvia llega a través de las cuencas hidrográficas a los ríos y mares. Otra parte del agua se infiltra en el suelo. Las aguas del subsuelo también provienen de la infiltración de las aguas superficiales de lagos embalses y ríos.

6. Estas aguas subterráneas fluyen por los acuíferos hasta salir por las fuentes, volver a los mares y lagos en el manto freático.

7. Los ríos acaban desembocando en un lago, mar o un gran océano después de recorrer una distancia que puede ser desde unos pocos kilómetros hasta, en algunos casos, miles de kilómetros.

14. Las nubes.

Una nube es un conjunto de finas partículas de agua en estado líquido o en estado sólido (cristales de hielo) que forman masas de espesor, color y formas variables.

Las gotas de agua que forman las nubes son esféricas y muy pequeñas (entre 0,004 y 0,1mm). Estas gotas se encuentran suspendidas en el aire y sometidas a corrientes ascendentes y otras fuerzas, de tal forma que se encuentran en constante movimiento dentro de la nube, chocando unas con otras y agrupándose entre ellas. Según las condiciones atmosféricas existentes, se puede producir un aumento de su espesor hasta el punto de que su peso supere las fuerzas ascendentes y caigan hacia la tierra en forma de lluvia o precipitación.

Mecanismos de formación.- El principal método para lograr el proceso de condensación consiste en enfriar una masa húmeda de aire para conseguir su punto de rocío. Y este proceso es el que da lugar a la formación de nubes, pues el aire caliente que se encuentra en las capas bajas se enfría al ascender a cotas superiores. Al alcanzar la temperatura de punto de rocío ya no puede retener toda su humedad en forma de vapor, que se condensa rápidamente.

Las causas que provocan este enfriamiento son diversas.
Veamos:
Una corriente de aire puede ser forzada a ascender cuando encuentra una pronunciada elevación de terreno en su camino, ya sea una montaña o una cordillera. El flujo de aire es perturbado de tal manera que sube a la altura suficiente para sortear el obstáculo. Al elevarse se enfría y condensa, dando lugar al nacimiento de nubes, principalmente cúmulos y alto cúmulos, que adoptan muchas veces la forma lenticular, es decir, como una lente gigantesca.

Además del efecto obstáculo que representa la montaña para la corriente de aire que ha de sortearla, también es una fuente de calor que contribuye a la ascensión del aire, pues la superficie bañada por el sol está más caliente que las capas atmosféricas que se hallan en la misma altitud, pero en el llano o la pradera. Una vez se ha iniciado el movimiento de subida, el flujo de aire que tropieza con la montaña se calienta y acelera su movimiento ascensional, dando lugar a la formación de grandes nubes, algunas veces de cumulonimbus o nubes de tormenta. Las nubes originadas de esta manera se designan como nubes orográficas.

Una corriente de aire también puede elevarse cuando dos masas de diferentes tipos de aire se encuentran, o sea, cuando una masa de aire caliente tropieza con una "montaña" de aire frío, formando lo que se denomina un frente, que es el límite que separa una región de aire caliente de una de aire frío.

Si esas dos masas se mueven a distintas velocidades, la más cálida se desliza sobre el frente, ascendiendo a niveles superiores. Por este procedimiento, algunas veces llegan a alcanzar cotas de miles de metros. A medida que el aire va elevándose hacia la cima del frente, se van formando distintos tipos de nubes, siendo más espesas cuanto más cerca están del suelo y dan lugar a lluvia o nieve en la parte más baja. Este sistema puede designarse como frontal o ciclónico.

Además el aire también puede elevarse por sí mismo al calentarse, dando lugar a las corrientes de convección. Este proceso es muy corriente en los días calurosos de verano, pues el aire cercano al suelo se calienta rápidamente a causa del calor desprendido por la tierra y el irradiado por el Sol, por lo que se vuelve más liviano que el que le rodea y asciende. Esto da lugar especialmente a cúmulos, pero cuando las corrientes de convección son fuertes o penetrantes, se forman los cúmulo nimbos o nubes de tormenta, tan característicos del verano.

15. La nubosidad.

La nubosidad es la extensión del cielo cubierta por nubes y se expresa en octavos de cielo cubierto u Octas, según se ve en la siguiente tabla:
Símbolo Extensión cielo cubierto Extensión cielo cubierto
0/8 Despejado
1/8 Poco nuboso
2/8 Poco nuboso
3/8 Poco nuboso
4/8 Nuboso
5/8 Nuboso
6/8 Muy nuboso
7/8 Muy nuboso
8/8 Cubierto

En la práctica la nubosidad se aprecia sin ningún aparato, simplemente se agrupan todas las nubes que se observan en un determinado momento y se divide imaginariamente el cielo en dos partes: la cubierta y la libre de nubes.

Para la apreciación de la nubosidad hay que tener en cuenta que las nubes más alejadas del observador se ven juntas (a pesar de que pueden estar muy separadas), especialmente si las nubes son gruesas. Al observar la cantidad total de nubes hay que tener en cuenta que no se deben excluir ninguna de ellas, se han de contar también los velos transparentes que forman el cirrus.

Altura de las nubes: la altura a la que se encuentra la base de una nube es un parámetro muy importante ya que afecta a su temperatura y, en parte, a su composición física. La determinación de la altura debe realizarse mediante aparatos meteorológicos, como globo, los métodos goniométricos o el método del proyector.

Movimiento de las nubes: resulta muy interesante determinar la dirección de desplazamiento de las nubes ya que es un buen indicador de la dirección del viento en el nivel en el que se encuentran. En las nubes bajas la medida es relativamente sencilla ya que sus movimientos son más rápidos debido a su proximidad al observador.

En general, para determinar el movimiento de las nubes, hay que fijarse en una en particular y observar su movimiento en relación a un sistema fijo, como puede ser una montaña, un árbol o un edificio. Entonces, y sin moverse, deben tomarse dos medidas de posición y, a partir de las mismas, determinar la dirección, el sentido y la velocidad de movimiento de la nube. Para las nubes altas, que se mueven a una velocidad aparente más reducida, deben esperase cinco o más minutos entre las dos medidas.

16. Tipos de nubes

Hay diversas formas de clasificar las nubes, a continuación exponemos las principales.

CLASIFICACIÓN DE HOWARD.-

Las nubes se pueden clasificar según estableció Luke Howard en 1803 y atendiendo a su aspecto en:

Cirriforme
Forma de plumero de color blanco y aspecto fibroso. Son nubes altas y formadas por cristales de hielo. Incluyen a los cirros, cirroestratos y cirro cúmulos.

Estratiforme
Aparecen en forma de capas grises que cubren uniformemente el cielo. Su espesor es muy superior a su dimensión horizontal. Incluyen a los estratos, nimbostratos, altostratos y cirrostratos.

Cumuliforme
Son nubes de evolución vertical, con la base plana y aspecto de algodón. De color blanco y aspecto denso. Incluyen a los cúmulos, estratocúmulos, cumulonimbos, altocúmulos y cirrocúmulos.


17. Tipos de nubes - Por su altitud

Atendiendo a su altura y la forma o estructura que presentan al observador, las nubes se clasifican según el siguiente cuadro.

Cirros
Son nubes blancas, transparentes y sin sombras internas que presentan un aspecto de filamentos largos y delgados. Estos filamentos pueden presentar una distribución regular en forma de líneas paralelas, ya sean rectas o sinuosas. Ocasionalmente los filamentos tienen una forma embrollada. La apariencia general es como si el cielo hubiera sido cubierto a brochazos. Cuando los cirros invaden el cielo puede estimarse que en las próximas 24 h. habrá un cambio brusco del tiempo; con descenso de la temperatura.

Cirrocúmulos
Forman una capa casi continua que presenta el aspecto de una superficie con arrugas finas y formas redondeadas como pequeños copos de algodón. Estas nubes son totalmente blancas y no presentan sombras. Cuando el cielo está cubierto de Cirrocúmulos suele decirse que está aborregado. Los Cirrocúmulos frecuentemente aparecen junto a los Cirros y suelen indicar un cambio en el estado del tiempo en las próximas 12 h. Este tipo de nubes suele preceder a las tormentas.

Cirrostratos
Tienen la apariencia de un velo, siendo difícil distinguir detalles de estructura, presentando ocasionalmente un estriado largo y ancho. Sus bordes tienen límites definidos y regulares. Este tipo de nubes suele producir un halo en el cielo alrededor del Sol o de la Luna. Los Cirrostratos suelen suceder a los Cirros y preludian la llegada de mal tiempo por tormentas o frentes cálidos.

18. Tipos de nubes - Las nubes medias

Veamos a continuación los tipos de nubes medias que hay.

Altocúmulos
Presentan un aspecto de copos de tamaño mediano formando una estructura irregular, presentándose sombras entre los copos. Presentan ondulaciones o estrías anchas en su parte inferior. Los Altocúmulos suelen preceder al mal tiempo producido por lluvias o tormentas.

Altostratos
Presentan zonas de nubes densas en una capa delgada de nubes, en la mayoría de los casos es posible determinar la posición del Sol a través de la capa de nubes. El aspecto que presentan los Altostratos es el de una capa uniforme de nubes con manchones irregulares. Los Altostratos generalmente presagian lluvia fina y pertinaz con descenso de la temperatura.

Nimbostratos
Presentan un aspecto de una capa regular de color gris oscuro con diversos grados de opacidad. Con cierta frecuencia es posible observar un aspecto ligeramente estriado que corresponde a diversos grados de opacidad y variaciones del color gris. Son nubes típicas de lluvia de primavera y verano y de nieve durante el invierno.

19. Tipos de nubes - Las nubes bajas

A continuación aparecerá un cuadro con los cuatro tipos de nubes bajas que existen.

Estratocúmulos
Presentan ondulaciones amplias parecidas a cilindros alargados, pudiendo presentarse como bancos de gran extensión. Estas nubes presentan zonas con diferentes intensidades de gris.
Los Estratocúmulos rara vez aportan lluvia, salvo cuando se transforman en Nimbostratos.

Estratos
Tienen la apariencia de un banco de neblina grisáceo sin que se pueda observar una estructura definida o regular. Presentan manchones de diferente grado de opacidad y variaciones de la coloración gris. Durante el otoño e invierno los Estratos pueden permanecer en el cielo durante todo el día dando un aspecto triste al cielo. Durante la primavera y principios del verano aparecen durante la madrugada dispersándose durante el día, lo que indica buen tiempo.

Cumulonimbos
De gran tamaño y apariencia masiva con un desarrollo vertical muy marcado que da la impresión de farallones montañosos y cuya cúspide puede tener la forma de un hongo de grandes dimensiones; y que presenta una estructura lisa o ligeramente fibrosa donde se observan diferentes intensidades del color gris o cerúleo. Estas nubes pueden tener en su parte superior cristales de hielo de gran tamaño. Los Cumulonimbos son las nubes típicas de las tormentas intensas pudiendo llegar a producir granizo.

Cúmulos
Presentan un gran tamaño con un aspecto masivo y de sombras muy marcadas cuando se encuentran entre el Sol y el observador. Presentan una base horizontal y en la parte superior protuberancias verticales de gran tamaño que se deforman continuamente, presentando un aspecto semejante a una coliflor de gran tamaño. Los Cúmulos corresponden al buen tiempo cuando hay poca humedad ambiental y poco movimiento vertical del aire. En el caso de existir una alta humedad y fuertes corrientes ascendentes, los Cúmulos pueden adquirir un gran tamaño llegando a originar tormentas y aguaceros intensos.

20. La niebla

La niebla es otro de los fenómenos producidos por la condensación del vapor de agua atmosférico. En realidad, es una nube tan baja que toca el suelo. Tanto la niebla como la nube consisten, en esencia, en un conjunto de gotitas dispersas en el aire. Las diferencias existentes entre ambas formaciones son la altitud a la que cada una se origina, y que las nubes contienen cristalitos de hielo. La niebla, pues, está constituida por gotitas de agua tan microscópicas que flotan en el aire, reduciendo la visibilidad cuanto más juntas están, es decir, cuanto más espesa es la misma. La niebla se forma al enfriarse el aire que está en contacto con la tierra o el mar. Al igual que las nubes, el exceso de vapor se condensa en gotitas de agua gracias a los núcleos de condensación.

Existen dos maneras de que se enfríen esas masas de aire, lo cual origina dos tipos distintos de nieblas: la niebla por convección y la niebla por radiación.

En la niebla por convección, la masa de aire se traslada de una superficie caliente hacia otra más fría, con lo que su temperatura disminuye. Las nieblas marinas se forman, generalmente, por este procedimiento, y aparecen cuando una masa de aire caliente y húmedo se encuentra o cruza una corriente fría. El aire sufre, entonces, un brusco enfriamiento, alcanzando el punto de rocío, y el vapor de agua que contiene se condensa sobre los núcleos de condensación, partículas de sal en este caso. La niebla tropical, que es el tipo más corriente en alta mar, se origina por un enfriamiento progresivo del aire húmedo procedente de los trópicos, a medida que avanza hacia latitudes menos calurosas.

Por su parte, la niebla por radiación se forma sobre tierra firme, al enfriarse ésta por la noche, principalmente en las noches claras y serenas, al no haber nubes que actúen como capa aislante. Al perder la tierra parte de su calor por radiación, se enfría muy rápidamente, haciendo lo mismo las capas inferiores de aire que están en contacto con su superficie. De esta manera, si no sopla viento, la masa de aire enfriada queda "encerrada" o "atrapada", pues el aire más cálido que se encuentra encima impide su ascensión. Si la masa de aire atrapada contiene vapor de agua suficiente, se origina la niebla.

Con la formación de la niebla se produce el fenómeno llamado inversión de la temperatura La temperatura de la atmósfera, en sus capas inferiores, disminuye con la altitud, pero cuando se enfría la superficie terrestre se produce una perturbación en la distribución de temperaturas. En este caso, la temperatura aumenta con la altura hasta un determinado punto, en que comienza a descender y sigue la escala normal. A cierta altura, pues, tiene lugar la inversión de la temperatura. Las nieblas siempre se forman por debajo del nivel de la inversión de la temperatura.

Un factor primordial para que se forme la niebla por radiación consiste en que el aire ha de estar estancado, prácticamente en calma, pues un poco de brisa o viento es suficiente para disipar el aire encerrado bajo la capa de inversión, haciendo que se mezcle con el más caliente de las zonas superiores. En cuanto a la llamada niebla de montaña, casi siempre es una nube baja en contacto con montañas altas. En otros casos, este tipo de niebla se forma en las laderas de los montes que dan al mar, al enfriarse el aire más caliente procedente del mismo.

21. La lluvia - ¿Por qué llueve?

En las nubes hay pequeñas gotas de agua que normalmente miden entre 8 y 15 mm de diámetro, dependiendo del tipo de nube. Cuando estas gotas crecen y superan los 0,1 mm caen en forma de precipitación. Así pues, la lluvia es la caída o precipitación de gotas de agua que provienen de la condensación del vapor de agua en la atmósfera. Las gotas de lluvia caen en virtud de su peso, y lo hacen a una velocidad que varía entre 4 y 8 m/seg., según sea el tamaño de las mismas y la influencia del viento. Su tamaño oscila entre 0.7 y 5 mm de diámetro.
La lluvia se clasifica según su forma de presentarse e intensidad en:

Nombre Descripción Tipo de nubes

Llovizna Cuando las gotas que caen son menudas, con un diámetro
<0.5 mm. y se presenta de una forma pulverizada, como
flotando en el aire. Ns, As
Lluvia Si es continua, regular y el diámetro de sus gotas
es >0.5 mm. St, Sc
Chubasco Si cae de golpe, con intensidad, y en un intervalo de
tiempo pequeño. Cb
Tromba Si cae tan violenta y abundantemente que provoca
riadas e inundaciones.

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Friday, June 02, 2006

LA METEOROLOGIA EN CAPITULOS

CAPITULO 1.

LA TIERRA Y SU ATMÓSFERA.

1. LA TIERRA EN EL ESPACIO.

La Tierra está dotada de dos movimientos principales estrechamente relacionados con el clima y sus variaciones: el de traslación y el de rotación. El primero es el recorrido que efectúa el planeta en torno al Sol, fuente de calor que regula todo el proceso climático terrestre. Y el segundo es el movimiento que ejecuta la Tierra sobre su eje imaginario que pasa por los polos, y que produce el día y la noche, con la consiguiente influencia en los procesos atmosféricos. Ver figura 1.

La órbita que describe la Tierra no es una circunferencia, sino una elipse ligeramente alargada, ocupando el Sol uno de los focos, aunque hay que reconocer que su excentricidad es muy pequeña. Cuando la tierra pasa por el punto más cercano al Sol, llamado perihelio (sucede en enero), se encuentra a 147,7 millones de kilómetros del mismo, mientras que cuando se halla en el punto más alejado, llamado afelio (sucede en julio), dista 152,2 millones de kilómetros. No obstante, por orden práctico, casi siempre se utiliza la distancia media, cuyo valor aproximado es de 149,5 millones de kilómetros. El tiempo que tarda la Tierra en completar ese recorrido da origen al año terrestre, que es de 365 días, 5 horas, 48 minutos y 45,975 segundos. Se le denomina año trópico y es la unidad fundamental del tiempo, comenzando las distintas estaciones en las mismas épocas de ese año.

El eje imaginario en torno del cual gira el globo terrestre no es perpendicular al plano de la órbita que describe alrededor del Sol, conocido como eclíptica, sino que está 23° 27' inclinado con respecto al mismo. Se debe a esta inclinación la desigualdad de los días y las noches y la sucesión de las estaciones.

La inclinación del eje terrestre, unida a la excentricidad de la órbita y a la esferidad del planeta, hace que la cantidad de luz y calor procedente del astro rey no sea la misma en toda la superficie de la Tierra. Estas diferencias de iluminación y, por consiguiente, de calentamiento de la atmósfera y suelo terrestres, son causa de que experimente grandes oscilaciones la temperatura de cada región, país y continente, y de que varíen constantemente, a través del año, los fenómenos que dependen de la misma.

2. LAS ESTACIONES DEL AÑO.

Las cuatro estaciones son: primavera, verano, otoño e invierno. Las dos primeras componen el medio año en que los días duran más que las noches, y las dos restantes forman el medio año en que las noches son más largas que los días.
No son iguales ni las mismas para todos los países.
A causa de la inclinación del eje de rotación, estos fenómenos no se producen al mismo tiempo en el hemisferio Norte (Boreal) que en el hemisferio Sur (Austral), sino que están invertidos el uno con relación al otro. Y se comprende, pues mientras la Tierra se mueve en torno al Sol con el eje del Polo Norte inclinado hacia él, el del Polo Sur lo está en sentido contrario. En otras palabras, que las regiones del primero reciben más radiación solar que las del segundo. Más tarde se invierte este proceso y son las zonas del hemisferio Boreal las que reciben menos calor.
Cuando en un hemisferio es invierno, en el otro es verano; cuando en uno es primavera, en el otro es otoño; y así sucesivamente. Estas cuatro estaciones están determinadas por cuatro posiciones principales, opuestas dos a dos simétricamente, que ocupa la Tierra durante su recorrido en torno al astro rey. Reciben el nombre de solsticios y equinoccios. Ver figura 2.

Debido a la inclinación del eje terrestre, la altura del Sol en el invierno llega a
23° 27' por debajo del Ecuador, y en el verano alcanza la misma, pero encima del
Ecuador. Estos dos puntos del cielo se llaman solsticios. Al principio de la primavera y al principio del otoño, el Sol está en el Ecuador. Por esta razón los días y las noches son iguales, y esos puntos del cielo se llaman equinoccios.
Es importante señalar que en cada polo se ve el Sol durante medio año seguido, para reinar allí una noche ininterrumpida durante los seis meses siguientes.

Durante el tiempo en que la luz establece su morada en el Polo Norte, las tinieblas se aposentan en el Polo Sur, y recíprocamente. En los demás lugares de la Tierra, el Sol llega cada día a una altura diferente sobre el horizonte, y el día dura menos de doce horas durante medio año, y más de doce horas durante el resto. Sólo en el Ecuador terrestre los días y las noches son siempre de doce horas.

La primavera empieza en el equinoccio de primavera y termina en el solsticio de verano; éste principia en el solsticio de verano y finaliza en el equinoccio de otoño; éste comienza en el equinoccio de otoño y acaba en el solsticio de invierno; y el invierno se inicia en el solsticio de invierno y acaba en el equinoccio de primavera.
Estas cuatro estaciones, principalmente a causa de la excentricidad de la órbita terrestre, no tienen la misma duración, pues la Tierra recorre su trayectoria con velocidad variable, yendo más a prisa cuanto más cerca está del Sol y más despacio cuanto más alejado se halla. Por el mismo motivo, el rigor de cada estación no es el mismo para ambos hemisferios. Nuestro planeta está más cerca del Sol a principios de enero (perihelio) que a principios de julio (afelio), lo que hace que reciba un 7% más de calor en el primer mes del año que no a la mitad de él. Por este motivo, en conjunto, aparte otros factores, el invierno boreal es menos frío que el austral, y el verano austral es más caluroso que el boreal.

La duración de las estaciones para los dos hemisferios es la siguiente:

ESTACION HEMISFERIO NORTE HEMISFERIO SUR

VERANO 93,7 días 89 días
OTOÑO 89,6 " 92,9 ”
INVIERNO 89 " 93,7”
PRIMAVERA 92,9 " 89,6”
AÑO 365,2 días 365,2 días

A causa de perturbaciones que experimenta la Tierra mientras gravita en torno al Sol, no pasa por los puntos solsticiales y equinocciales con rigurosa exactitud, lo que motiva que las diferentes estaciones no principien siempre en el mismo preciso momento. Como cosa práctica reseñamos las fechas que señalan generalmente el principio de las estaciones:

INICIO DE ESTACION HEMISFERIO NORTE HEMISFERIO SUR
20 ó 21 de marzo PRIMAVERA OTOÑO
21 ó 22 de junio VERANO INVIERNO
23 ó 24 de septiembre OTOÑO PRIMAVERA
21 ó 22 de diciembre INVIERNO VERANO


3. ZONAS CLIMATICAS Y CLASES DE CLIMAS.

En razón de la desigualdad de temperaturas ocasionada por los movimientos de rotación y traslación de nuestro planeta, así como a su esfericidad, excentricidad de órbita e inclinación del eje de rotación, la Tierra, con respecto al clima, ha sido
dividida en cinco zonas principales: una zona tórrida, dos zonas templadas y dos zonas glaciales.

Zonas tórridas.- Está comprendida entre los dos trópicos, o sea, entre los paralelos de 23° 27' de latitud terrestre, zona que registra las temperaturas más altas por tener siempre el Sol a gran altura y recibir sus rayos muy perpendicularmente.

Zonas templadas.- Están situadas a los dos lados de la zona tórrida (una en el hemisferio Norte y otra en el Sur) entre los trópicos de latitud 23° 27' Norte y Sur, y círculos polares a 66° 33' Norte y Sur. Durante una parte del año experimentan fuertes calores, por tener el Sol bastante alto, y durante la otra reina el frío, al estar el Sol más bajo con respecto al horizonte.

Zonas glaciales.- Comprenden las zonas a partir de las latitudes de 66° 33' Norte y Sur y los respectivos polos. Se conocen también por casquetes polares, ya que los hielos son permanentes. El frío es intenso durante todo el año a causa de la poca elevación del Sol sobre el horizonte y por las largas noches de invierno, que en algunos lugares duran casi seis meses.
Estas zonas, que están más en relación con la luz solar que reciben que en el clima que poseen, sirven de base a una más racional división de los climas terrestres que, en conjunto, son fenómenos atmosféricos característicos de determinadas zonas terrestres. Como el clima depende de diversos factores, como son la altitud, la temperatura, la presión atmosférica, los vientos, la humedad, la pluviosidad, etc., se han sugerido varias clasificaciones para su distribución. No obstante, la que ha tenido más aceptación ha sido la clasificación que atiende a la temperatura de acuerdo con la media anual, en los siguientes cuatro grupos principales:

CALIDOS ECUATORIAL
Más de 21° C Lluvias constantes. Propio de países del ecuador, como El
Ecuador, Colombia, Kenia, Camerún, Venezuela, Indonesia, etc.

TROPICAL
Época seca en invierno. Propio de países tropicales, como Méjico,
Sahara, Mauritania, Egipto, Arabia Saudí, etc.

MONZÓNICO
Verano lluvioso e invierno casi seco. Se da en el sur de Asia.

TEMPLADOS SUBTROPICAL
10 y 20° C Llamado también mediterráneo, con invierno suave y verano caluroso. Sur
de Italia y de España, Marruecos, norte de Argelia, etc.

TEMPLADOHÚMEDO
O oceánico, propio de las costas del Atlántico: Inglaterra, norte de
España, norte de Francia, Países Bajos, norte de Bélgica, etc.

CONTINENTAL
Propio del interior de los continentes, con un verano muy caluroso
y un invierno muy frío. Corresponde a regiones centrales de Europa,
Norteamérica y Sudamérica.

FRIOS CONTINENTAL FRÍO
Inferior a 10° C Invierno muy largo y seis o más meses con temperaturas
inferiores a 6° C. Tiene verano. Es propio de Rusia, Noruega,
Finlandia, Suecia, Canadá, sur de la Argentina, etc.

POLAR
Sin verano. Propio de los círculos polares. Todo el año con
temperaturas inferiores a 10° C., como Groenlandia, el Ártico, la
Antártica, etc.

DESÉRTICOS Se caracterizan por su gran sequedad y sus alteraciones de
temperatura, como ciertas regiones del Sahara, Arabia, Asia Central, etc.

Dentro de todos estos términos generales, cada país comprende, según su extensión, un conglomerado de pequeños climas, ya sea de acuerdo con la situación geográfica de sus diversas regiones, de su altitud, de su vegetación, o de sus estepas.

4. LA ATMOSFERA.

Capa gaseosa que envuelve algunos planetas y otros cuerpos celestes. La atmósfera terrestre consiste en una mezcla de gases (aire) formada por nitrógeno
(78%), oxígeno (21%), gases inertes, hidrógeno, dióxido de carbono y vapor de agua. El conjunto adquiere una característica coloración azul debida a la dispersión de la luz solar por las moléculas del aire.

El estudio de la atmósfera, del que se puede considerar como iniciadores a
Torricelli y Pascal, trata de determinar sus distintas características (presión, temperatura, humedad) y las variaciones que experimentan en las diferentes capas.

La troposfera o capa inferior, en la que tienen lugar los llamados fenómenos meteorológicos, alcanza una altitud comprendida entre los 8km (en los polos) y los
18km (en el ecuador). Contiene el 70% del peso total de la atmósfera y en ella existe un gradiente de temperaturas del orden de 6,5° C/km.

El límite superior (tropopausa) da paso a la estratosfera, caracterizada por la ausencia de vapor de agua y una temperatura bastante homogénea (entre -55° C y - 40° C); aquí el oxígeno se encuentra, en parte, en forma triatómica constituyendo la capa de ozono, de vital importancia por su función de absorción de las radiaciones ultravioleta, ya que, si llegaran directamente a la superficie terrestre, destruirían todo vestigio de vida en ella. Cerca del límite superior, la temperatura experimenta un aumento brusco y considerable hasta alcanzar los 10° C. Entre los 50 y 80km se halla la mesosfera, con temperaturas decrecientes hasta los -75°. En la termosfera se producen disociaciones moleculares que provocan temperaturas muy elevadas, de 1.000 a 1.500° C.

A partir de los 500km, y hasta una altura indeterminada, se halla la exosfera.
En ella, la atmósfera se halla sumamente rarificada y abunda el hidrógeno ionizado, con lo cual hay una pérdida de partículas (protones y electrones) que escapan al espacio exterior, pérdida que se ve compensada por el aporte de partículas en forma de viento solar.

5. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.

La envoltura gaseosa de la Tierra no sirve solamente como un techo protector contra las radiaciones procedentes del Sol y de otros cuerpos celestes, sino que es la base de la vida terrestre, ya sea como fuente de oxigeno para el reino animal y de anhídrido carbónico para el vegetal, ya como fuente de agua potable o como fuerza de presión vital sobre el organismo animal.

También es la atmósfera la que regula la temperatura terrestre, igualando, aproximadamente, la del día con la de la noche. Ella es la que evita que existan grandes contrastes entre los dos períodos, como sucede con los astros que carecen cobertura atmosférica, los cuales gozan de altas temperaturas cuando reciben la luz solar y llegan hasta 200° C. bajo cero con la llegada de las tinieblas. La luna es un ejemplo de ello.

Las capas de nuestro aire, cuyas alteraciones y fenómenos trata de controlar la ciencia meteorológica, contienen diversos elementos, los cuales varían según la altitud y condiciones reinantes en cada momento. No obstante, como base de estudio, ha quedado establecido que la composición química del aire seco a nivel del mar es la siguiente:

Nitrógeno 78,08 %
Oxígeno 20,95 %
Argón 0,93 %
Anhídrido carbónico 0,03 %
Neón 0,0018 %
Helio 0,0005 %
Criptón 0,0001 %
Hidrógeno 0,00006 %
Ozono 0,00004 %
Xenón 0,000008 %

En esta relación no está incluido el vapor de agua, ya que se halla en la atmósfera en cantidad muy variable, no llegando casi nunca al 0,0001 %. También existen vestigios de radón, óxido nitroso y metano, aunque son considerados más como residuos contaminantes que como elementos integrantes de la atmósfera tipo.

De todos los gases que componen el aire que nos rodea, el oxígeno es el más importante para la vida terrestre, como nadie ignora. Es vital para la respiración animal, ya que los tejidos no pueden utilizar otros gases como comburentes. El nitrógeno, por ejemplo, es asimilado a través de los alimentos, donde casi siempre está combinado con carbono, oxígeno e hidrógeno.
Como ya es sabido, el abastecimiento del oxígeno es mantenido por las plantas, que producen oxígeno durante su proceso de síntesis de alimentos. Parte de él lo emplean para sí mismas y el sobrante lo liberan en la atmósfera, donde queda a disposición de la respiración animal. Este ciclo se renueva continuamente, gracias a la luz solar.

Visto el valor de ese gas atmosférico, demos más importancia a esa ciencia llamada meteorología, cuya función no sólo radica en observar y analizar los fenómenos que en ella se producen, sino en vigilar y cuidar del mantenimiento vital de todo ese ciclo que, junto con los fenómenos meteorológicos que detallaremos más adelante, basados en el agua (otro producto base de la vida), son, en definitiva, la esencia del mundo que habitamos, de la única morada que tenemos y que hemos de cuidar para no perderla

6. ALTURA Y PRESION DE LA ATMOSFERA.

Esa masa de aire o envoltura gaseosa en cuyo fondo vivimos, tiene un peso, por lo que ejerce una presión sobre los objetos y las cosas. En realidad, es un inmenso océano de aire, en el que viven animales y plantas.
El peso total de la atmósfera es de unos 6.000 billones de toneladas. Ver figura 3.

Sin embargo, ese peso apenas lo notamos. A nivel del mar nuestro cuerpo soporta una presión periférica de algo más de un kilo por cm², pero esa presión sobre la piel se equilibra por la que ejerce hacia afuera el aire que entra en los pulmones y la sangre. A causa de esto no advertimos los 15.000 kilos que soportamos cada uno, más o menos.
La presión debida al peso del aire se denomina presión atmosférica y su unidad de medida es la atmósfera, que es la cantidad de peso que ejerce una columna de mercurio de 790 milímetros, a la latitud de 45° y al nivel del mar. Como es lógico, esta presión disminuye con la altitud, pues cuanto más alto está a un punto sobre el nivel del mar, menos capa de aire tiene encima. Pero esa disminución no se realiza en proporción aritmética, sino geométrica, es decir, rápidamente en las capas bajas y con lentitud en las altas. En las primeras disminuye a razón de un milímetro por cada 11 metro, aproximadamente. En las superiores lo hace más despacio.

Hemos de hacer resaltar que la presión atmosférica no es la misma siempre en un punto determinado, sino que sufre altibajos, pues la misma depende de diversos factores, entre ellos la temperatura y la humedad. Como el vapor de agua pesa menos que el aire, por ejemplo, si en un momento dado hay más vapor de agua en la atmósfera, habrá menos presión atmosférica. Para apreciar estas variaciones (que tienen gran influencia en los fenómenos atmosféricos), se utiliza el barómetro, un instrumento que, al mismo tiempo, podemos utilizar como altímetro.
Si tomamos un barómetro y subimos a una montaña, observaremos que si en la orilla del mar marcaba 760 milímetros, a los 115 metros de altura, indica 750, mientras que a los 230 metros señalará 740. Y si pudiéramos subir a los 5.000 metros, marcaría unos 400, mientras que a los 10.000 metros ya serían unos 200.

Con la altura no sólo disminuye la presión, sino también la densidad del aire, pues según una ley fundamental de los gases, la densidad de los mismos depende de la presión a que están sometidos. A unos 5.000 metros de altitud los pulmones ya no encuentran suficiente oxígeno para cumplir el ciclo respiratorio. Por ello, los escaladores y alpinistas de las altas cumbres han de llevar una provisión de oxígeno puro. Por igual motivo, los aviones que navegan a gran altitud mantienen en sus cabinas una composición y presión de aire semejante a la del nivel del mar.
Para nuestra vida, la presión atmosférica que soportamos es tan útil como el oxígeno que respiramos. Así como sin éste nos asfixiaríamos, sin la presión entraríamos en ebullición. Como es sabido, la ebullición de un líquido no es más que el punto en que sus vapores llegan a equilibrar y vencer el peso del aire que soportan. En una montaña a gran altitud, el agua está sometida a una presión menor y por lo tanto hierve a una temperatura más baja. Si los ocupantes de un avión que vuela a 10.000 metros no viajaran en una cabina hermética, con la presión conveniente, la sangre y los líquidos del cuerpo hervirían literalmente.

La atmósfera no termina a determinada altitud de una manera brusca, por lo que no se puede señalar una frontera definida de la misma. Antes de la Era
Cósmica, se consideraba que el confín teórico de nuestra envoltura gaseosa se hallaba a unos 500 Km. de altitud, pero gracias a los satélites artificiales se ha puesto de manifiesto que se encuentran moléculas de gases atmosféricos hasta los 1.000 Km., que parece ser el límite superior de las auroras.

7. LAS CAPAS DE LA ATMOSFERA.

El océano de aire que nos rodea, para efectos prácticos y de estudio se ha dividido en diversas zonas o capas en relación con la altitud y sus funciones, según los científicos y países que las han establecido. De acuerdo con las últimas investigaciones realizadas, las principales capas de la atmósfera son:

ALTURA CAPAS FENOMENOS
De 1.000 Km en adelante EXOSFERA Vacío casi absoluto. Zona de
circulación de satélites geofísicos.

De 400 a 1.000 km. MESOSFERA Producción de iones. Transformación
de los rayos cósmicos primarios en
secundarios.

De 80 a 400 km. IONOSFERA Producción de iones. Capas
electrizadas. Reflejan ondas radio.
Auroras y bólidos.


De 25 a 80 km. QUIMIOSFERA Reacciones químicas. Presencia de
capa de ozono. Filtro de la radiación
ultravioleta.

De 10 a 25 km. ESTRATOSFERA Aire prácticamente en calma. Nubes
irisadas.

De 0 a 10 km. TROPOSFERA Fenómenos meteorológicos: nubes,
vientos, lluvia, etc.


La troposfera.

Es la capa de aire que está en contacto con la superficie terrestre, por lo que es la más densa, pues se concentra en ella el 90 % del peso de la atmósfera. Sus características principales son las corrientes verticales debidas al calor, la variación vertical de la temperatura (0,6° C. por cada 100 metros de altitud), la moderación de las oscilaciones de temperatura a causa del día y la noche, y la formación de los fenómenos meteorológicos. Esta capa es, por tanto, la más importante para la meteorología, ya que es en ella donde se producen las nubes, las lluvias, las tormentas, los vientos, etc.

La altura de la troposfera es de más o menos 10 km, y su frontera con la capa superior se denomina tropopausa. No obstante, el confín de la troposfera no es muy conocido, especialmente en el hemisferio sur. En el ecuador parece llegar a una altitud de 16 km mientras que en los polos sólo llega a los 8 km.

La estratosfera.

Encima de la tropopausa, pasada la región de los vientos helados, se encuentra la estratosfera, que llega hasta una altitud de alrededor los 25 km. Esta capa se halla constituida, en general, por estratos de aire con poco movimiento vertical, aunque sí lo tienen horizontal. En esta zona, el aire está casi siempre en perfecta calma y prácticamente no existe el clima, aunque algunas veces se encuentran unas ligeras nubes denominadas irisadas, por presentar sus bordes los colores del iris.

El límite de esta capa se llama estratopausa. Las antiguas nomenclaturas fijaban la altura de la estratosfera hasta los 80 km, pero los nuevos experimentos científicos determinan que esa capa finaliza a unos 25 km, en donde empieza la
Quimiosfera.

La quimiosfera.

La razón de esta subdivisión moderna de la antigua estratosfera, obedece a que a partir de los 25 a 30 km de altitud la temperatura del aire comienza a aumentar debido a que los rayos ultravioleta del Sol, de gran intensidad a esa cota, transforman el oxígeno del aire en una variedad denominada ozono, que simultáneamente los absorbe y se calienta, o sea, que en esa capa se producen reacciones químicas. Se estima que la quimiosfera llega hasta unos 80 km de altitud, límite en que comienza la ionosfera.

La concentración máxima de ozono en la quimiosfera tiene lugar a unos 40 km de altitud y forma una especie de cinturón o faja protectora que se denomina ozonósfera. Esta faja, al producir la dispersión de la luz solar, hace que veamos el cielo de color azul, cuando es negro en realidad, como han comprobado los astronautas. Gracias a esta capa que absorbe gran cantidad de rayos ultravioleta, es posible la vida vegetal y animal en la superficie de la Tierra que, de otra manera, sería rápidamente aniquilada por esa radiación.

La ionosfera.

Esta capa está muy enrarecida y compuesta, principalmente, por iones, o sea, por átomos que han ganado o perdido uno o más electrones, y que por lo tanto poseen una carga eléctrica. Puede considerarse que empieza a los 80 km y termina a los 400 km.
En esta capa se reflejan las ondas de radio, permitiendo las comunicaciones a gran distancia, al vencer la curvatura de la Tierra. En la ionosfera se producen auroras y se ven bólidos. De los 80 a 160 km de altitud existen gran cantidad de átomos de oxígeno e iones, mientras que de esa cota a los 400 km abunda el nitrógeno ionizado.

La mesosfera.

Comienza a los 400 km y termina a los 1.000 km. Los gases enrarecidos son ionizados por la radiación cósmica procedentes del espacio exterior. Aquí es donde los rayos cósmicos primarios se transforman en rayos cósmicos secundarios.

La exosfera.

Se encuentra a partir de los 1.000 km, y apenas existen moléculas de materia.
Es la región que exploran los satélites artificiales y no tiene la menor influencia sobre los fenómenos meteorológicos.