Atmósfera Tiempo y Clima Barry_Chorley

Atmósfera, tiempo y clima Roger G.Barry -Richard J.Chorley 4a edición

Ediciones Omega, S. A. Barcelona

La edición original de esta obra ha sido publicada en inglés por la editorial Methuen & Co, Ltd., de Londres, con el título

índice de materias Agradecimientos Sociedades científicas Directores Editores Organizaciones Científicos Prefacio Prefacio a la segunda edición Prefacio a la tercera edición Prefacio a la cuarta edición Introducción

1

Composición y energía atmosférica

I 2 2 3 5 6 7 9 11 12 13

15

A Composición de la atmósfera

15

1 2 3 4

15 15 18 20

La atmósfera en general Variaciones con la altura Variaciones con la latitud y la estación Variaciones con el tiempo

B Masa de la atmósfera

22

1 2

Presión total Presión de vapor

23 24

C

Insolación

26

1

Emisión solar

26

2

Distancia del sol

28

E

Estabilidad e inestabilidad del aire

F

Formación de nubes

101

1. 2 G

Núcleos de condensación Tipos de nubes Formación de la precipitación

102 105 107

1 2 3 H

Teoría de Bergeron-Findeisen Teorías de la colisión Otros tipos de precipitación Tormentas

108 111 112 113

98

3 4

Altura del sol Duración del día

30 30

D 1 2 3 4 5 6

Insolación recibida en la superficie; sus efectos Intercambio de energía en el sistema tierra-atmósfera Efecto de la atmósfera Efecto de la nubosidad Efecto de la latitud Efecto de la tierra y el mar Efecto de la elevación y la topografía

32 • 32 33 34 36 39 51

E

Radiación infrarroja de la tierra

53

1

F

Balance del calor de la tierra

55

1 Características de la precipitación a Intensidad de la lluvia b Extensión superficial de una borrasca c Frecuencia de las borrascas 2 Tipos de precipitación a Precipitación de tipo convectivo b Precipitación de tipo ciclónico c Precipitación orográfica 3 Variaciones regionales en el máximo de precipitación con la altura 4 Distribución mundial de la precipitación 5 Sequía Resumen

132 133 135

3

El movimiento atmosférico

137

A

Leyes del movimiento horizontal

137

1 2

La fuerza del gradiente de presión Fuerza desviadora de la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis)

138 138

■

G Energía atmosférica y transporte horizontal de calor 1 Transporte horizontal de calor 2 Distribución de los componentes del balance de calor en el espacio

58 61 65

H Las capas atmosféricas 1 Troposfera 2 Estratosfera 3 La atmósfera superior a Mesosfera b Termosfera c Exosfera y magnetosfera I Variación de la temperatura con la altura Resumen

66 67 69 70 70 70 71 72 75

2

Humedad atmosférica

76

A

Evaporación

77

B

Humedad

85

1 2

Contenido de humedad Transporte de humedad

85 91

C

Condensación

91

D

Cambios adiabáticos de temperatura

93

3 4 5 B 1

2 3

Tipos y características de las precipitaciones

i

Viento geostrófico Aceleración centrípeta Fuerzas de rozamiento Divergencia, movimiento vertical y vorticidad Divergencia Movimiento vertical Vorticidad

119 119 120 120 122 125 125 126 126 127

141 142 144 145 145 147 147

C Vientos locales 1 Vientos de montaña y de valle 2 Vientos originados por barreras topográficas 3 Brisas terrestres y marinas D Variación de la presión y de la velocidad del viento con la altura 1 Variación vertical de los sistemas de presión 2 Configuraciones medias del aire en las alturas 3 Vientos superiores 4 Presión en la superficie E Los cinturones globales de viento 1 Los vientos alisios 2 Los vientos ecuatoriales del oeste 3 Los vientos del oeste (o de Ferrel) de las latitudes medias 4 Los vientos polares del este F La circulación general 1 Circulación en los planos horizontal y vertical 2 Variaciones en la circulación del hemisferio norte 3 La circulación de la superficie del océano Resumen 4 Masas de aire, frentes y depresiones A Naturaleza de los manantiales de masas de aire 1 Masas de aire frío 2 Masas de aire cálido B Modificación de las masas de aire 1 Mecanismos causantes de las modificaciones a Cambios termodinámicos b Cambios dinámicos 2 Consecuencias de las modificaciones: masas .de aire secundarias a Aire frío b Aire cálido 3 Edad de las masas de aire

148 150 151 154 156 158 160 163 168 172 172 174 174 177 177 179 184 189 192 194 195 196 200 205 205 205 206 207 207 208 210

C Frontogénesis 1 Ondas frontales 2 La depresión de las ondas frontales D Características de los frentes .0 El frente cálido T> El frente frío 3 Fase de oclusión 4 Familias de frentes E Zonas de formación de ondas y frontogénesis F Interacción entre el aire de superficie y el aire superior y su relación con la formación de depresiones G Depresiones no frontales 1 Depresión de sotavento 2 Baja térmica 3 Depresiones de aire polar 4 Bajas frías H Fenómenos mesoscálicos

210 211 211 214 214 218 219 220 221 226 233 233 233 234 234 235

I Predicción del tiempo 242 1 Predicción a corto plazo 242 a Métodos sinópticos 242 b Predicción numérica 244 2 Predicción a largo plazo 245 a Métodos estadísticos 245 b Métodos de analogías 247 Resumen 250 5 Tiempo y clima en las latitudes medias 253 A Europa . 253 1 Vientos y presión 253 2 Oceanidad y continentalidad 254 3 Características de la circulación atmosférica en Gran Bretaña 257 y del tiempo por ella ocasionado 4 Singularidades y estaciones naturales 262 5 Anomalías sinópticas 266 6 Influencia de la topografía 269

B América del Norte 1 Sistemas de presión 2 Clima templado de la costa y la cordillera occidentales 3 Interior y parte oriental de América del Norte a Influencias del continente y del océano b Períodos cálidos y fríos c Precipitación y balance de vapor de agua C Las regiones subpolares D Las regiones subtropicales 1 El Mediterráneo 2 Clima semiárido del sudoeste de Estados Unidos 3 Interior y costa oriental de Estados Unidos Resumen

272 273 279 281 284 286 288 294 297 297 305 306 308

6 Tiempo y clima de los trópicos A Supuesta simplicidad del tiempo en los trópicos B La confluencia intertropical C Perturbaciones tropicales 1 Perturbaciones de onda 2 Ciclones a Huracanes b Otras depresiones tropicales 3 Sistemas subsinópticos 4 Sistemas mesoscálicos

311

D 1 2 3 4 5

333 337 340 342 346 352

El monzón de Asia Invierno Primavera Comienzos de verano Verano Otoño

E Otras fuentes de variación de clima en los trópicos 1 Variaciones diurnas 2 Efecto de la topografía 3 Corrientes oceánicas frías 4 Perturbaciones en las células de altas presiones subtropicales continentales Resumen

311 313 317 318 324 324 331 331 333

352 353 355 356 359 361

7 • Climas microscálicos

363

A Balances energéticos de superficie

363

B

366

Superficies naturales sin vegetación

C Superficies con vegetación 1 Cosechas cortas 2 Bosques a Modificación del intercambio de energía b Efecto sobre los vientos c Modificación de la humedad ambiental d Modificación del medio ambiente térmico

370 370 373 374 376 380 384

D") Superficies urbanas f) Modificación de la composición atmosférica a Aerosoles b Gases c Distribución de la polución 2 Modificación del balance calorífico a ' Composición atmosférica b Superficies urbanas c Producción humana de calor d Islas de calor 3 Modificación de las características de la superficie a Flujo de aire b Humedad Resumen

386 386 387 391 393 395 396 396 397 397 401 401 402 405

8

408

Variabilidad, curso y fluctuaciones del clima

A Datos climatológicos 1 Valores medios 2 Variabilidad 3 Tendencias 1 2 3

iB El registro del clima Evidencia del cambio climático Condiciones postglaciales Los últimos 100 años

. 408 408 410 413 413 413 416 ;,416T-Í * ■ * _ ..■

■

C Posibles causas de los cambios de clima 1 Cambios a largo plazo 2 Fluctuaciones a corto plazo Resumen Al Clasificación de los climas A Clasificaciones genéticas basadas en el crecimiento de las plantas o la vegetación B Clasificaciones basadas en el balance del vapor C Clasificaciones genéticas D Clasificación del bienestar climático A2 Nomogramas de altitud, presión, longitud y temperatura A3 Mapas sinópticos del tiempo A4 Unidades del sistema internacional (SI) Problemas Capítulo 1 Capítulo 2 Capítulo 3 Capítulo 4 Capítulo 5 Capítulo 6 Capítulo 7 Capítulo 8 Soluciones de los problemas índice geográfico índice alfabético general

421 422 423 427 450 450 455 457 468 471 472 475 477 477 478 479 479 480 481 481 482 483 484 489

Agradecimientos El presente libro tuvo su origen en un manuscrito original de R. J. Chor-ley y A, J. Dunn y los autores desean hacer constar su agradecimiento por la importante contribución de A. J. Dunn al primer borrador del mismo. Los autores agradecen también al Dr. F. Kenneth Haré, del Birbeck College de Londres, ahora en la Universidad de Toronto, Ontario, la competente revisión que hizo del total del texto preliminar y las valiosas sugerencias que aportó para el perfeccionamiento del mismo; al Sr. Alan Johnson, del Barton Peveril School de Eastleigh, Hampshire, sus valiosos comentarios sobre los capítulos I-III, y al Dr. C. Desmond Walshaw, anteriormente del Cavendish Laboratory de Cambridge, y al Sr. R. H. A. Stewart, del Nautical College de Pangbourne, las vajiosas críticas y sugerencias que aportó en el estadio preliminar de la preparación del manuscrito. También quieren expresar su gratitud a los siguientes científicos por sus útiles comentarios con respecto a la cuarta edición: al Dr. Brian Knapp de la Leighton Park School de Reading; al Dr. L. F. Musk de la Universidad de Manchester; al Dr. A. H. Perry del University College de Swansea; al Dr. R. Reynolds de la Universidad de Reading; y al Dr. P. Smithson de la Universidad de Sheffield. Asimismo agradecer al Profesor R. A. McCance su diario interés en los problemas que aquí se tratan. Los autores aceptan la responsabilidad plena de cualquier error que pueda haber quedado en el texto. Los grabados se deben a los cartógrafos y fotógrafos de los Departa mentos Geográficos de las Universidades de Cambridge (Sr. R. Blackmore, Sr. R. Coe, Sr. I. Gulley, Srta. R. King, Sr. C. Lewis, Sra. P. Lucas, Srta. G. Seymour, Sr. A. Shelley y Sr. M. Young) y de Southampton (Sr. A. C. Clarke, Srta. B. Manning y Sr. R. Smith).

Queremos dar también las más expresivas gracias a nuestras esposas por su constante estímulo y paciencia. Los autores quisieran agradecer también a las siguientes sociedades científicas, directores, editores, organizaciones y científicos el permiso otorgado para reproducir figuras, tablas y láminas. . Sociedades científicas American Geographical Society por la fig. 1.31 de Geographical Review. American Meteorological Society por la fig. 4.19 de Bulletin; por las figuras 3.27 y 4.8 de Journal of Applied Meteorology; y por las figuras 4.2B y 4.4B de Meteorological Monographs. American Planning Association por la fig. 7.26 de Journal. Association of American Geographers por la fig. 2.29 de Annals; y por la fig. 4.27 de Resource Paper 11. Geographical Association por la fig. 2.2 de Geography. Institute of British Geographers por las figs. 2.25, 2.26B, 7.19 y 7.27 de Transactions; y por la fig. 8.6 de Atlas of Drought in Britain, 1975-76 por J. C. Doornkamp y K. J. Gregory (eds.). Institution of Civil Engineers por la %. 2.26A de Proceedings. National Geographic Society por la lámina de National Geographic Pie-ture Atlas of Our Fifty States. Royal Meteorological Society por las figs. 1.1, 2.16, 2.19, 4.10, 5.4, 5.5, 6.2 y 6.21 de Quarterly Journal; por la fig. 8.3 de World Climate 8000-0 BC; y por las figs. 1.13, 2.5, 4.25 y 7.20B, y las láminas 16, 17 y 21 de Weather. Royal Society of London por la fig. 4.22 y la lámina 10 de Proceedings, Section A. Directores Endeavour por la fig. 2.21. Erdkunde por las figs. Ap. 1 .IB y Ap. 1.2. Geographical Reports of Tokyo Metropolitan University por la fig. 6.23. Meteorological Magazine por las figs. 3.32 y 7.1 A. Meteorological Monographs por las figs. 4.2B y 4.4B. Meteorologische Rundschau por las figs. 5.22 y 7.8. New Scientist por las figs. 4.23 y 4.28. Progress in Physical Geography por las figs. 7.23 y 8.7. Review of Geophysical and Space Physics por la fig. 4.11. Science por las figs. 7.22C y 8.5. Tellus por las figs. 5.6, 5.7, 6.13 y 6.19.

Transactions of the American Geophysical Union por la fig. 7.5. Zeitschrift für Geomorphologie por la fig. 7.4 de Supplement 21. Editores Academic Press, Nueva York, por la fig. 6.12 de Monsoon Meteorology por C. S. Ramage. Alien and Unwin, Londres por las figs. 1.16 y 1.18B de Oceanography for Meteorologists por H. V. Sverdmp. Cambridge University Press por la fig. 3.21 de World Weather and Climate por D. Riley y L. Spalton; por la fig. 6.26 de The Warm Desert Environment por A. Goudie y T. Wilkinson; y por la fig. 7.17 de The Tropical Rain Forest por P. W. Richards. Cleaver-Hume Press, Londres, por la fig. 3.13 de Realms of Water por Ph. H. Kuenen. The Controller, Her Majesty's Stationery Office (derechos de la Corona reservados) por la fig. 2.8 de Geophysical Memoir 102 para J. K. Bannon y L. P. Steele; por la fig. 1.17 de Meteorological Office Scien-tific Paper 6, m. o. 6S5 por F. E. Lumb; por la fig. 2.6 de Ministry of Agriculture Technical Bulletin 4 por R. T. PearI et al; por las figs. 3.32 y 7.1A de Meteorological Magazine, por las figs. 4.9 y 4.12 de A Course in Elementary Meteorology por D. E. Pedgley; por la figura 4.13 de British Weather in Maps por J. A. Taylor y R. A. Yates (MacMillan, Londres); por la fig. 4.24 de Geophysical Memoir 106 por D. E. Pedgley; por las figs. 5.20 y 5.21 de Weather in the Mediterranean 1, 2.a ed. (1962); y por el tefigrama en que se basa la 2.10 de RAF Form 2810. J. M. Dent, Londres por la fig. 5.17 de Canadian Regions por D. F. Put-nam (ed.). Elsevier, Amsterdam, por la fig. 6.27 de Climates of Australia and New Zealand por T. Gentilli (ed.). Folia Geographica Dánica, Copenhague, por la fig. 8.4 por L. Lysgaard. Harvard University Press, Cambridge, Mass., por las figs. 1.18A, 1.22, 7.11, 7.12B y 7.13A de The Climate Near the Ground (2.1 ed.) por R. Geiger. Hutchinson, Londres por las figs. 7.20A y 7.24 de Climate of London por T. J. Chandler. fustus Perthes, Gotha, por la fig. 2.28 de Petermanns Geographische Mitteilungen, Jahrgang 95. Macmillan, Londres por la fig. 4.13 de British Weather in Maps por J. A. Taylor y R. A. Yates. McGraw-Hill Book Company, Nueva York, por la fig. 2.24 de Handbook

of Meteorology por F. A. Berry, E. Bollay y N. R. Beers (eds.); por la figura 3.33 de Dynamical and Physical Meteorology por G. J. Haltiner y F. L. Martin; por las figs, 7.12A y 7.13B de Forest Influences por ]. Kittredge; por la fig. 2.9 de Introduction to Meteorology por S. Petterssen; por las figs. 2.9, 2.20 y 3.22 de Introduction to Meteorology por S. Petterssen; por las figs. 3.8 y 6.5 de Tropical Meteorology por H. Riehl; por las figs. 3.8 y 6.5 de The Earth's Problem Clima-tes por G. T. Trewartha, y por la fig. 1.30 de Handbook o} Geophy-sics and Space Environments por Shea L. Valley (ed.). Methuen, Londres, por las figs. 2.1, 3.29 y 3.31 de Models in Geography por R. J. Chorley y P. Haggett (ed.). North-Holland Publishing Company, Amsterdam, por la fig. 2.27 de Journal of Hydrology. Oliver and Boyd, Edimburgo, por la fig. 7.10 de Fundamentáis of Forest Biogeocoenology por V. Sukachev y N. Dylis. Pitman, Londres, por la fig. 3.16 de Tropical and Equatorial Meteorology por M. A. Garbel. Princeton University Press por las figs. 5.17 y 5.18 de The Moisture Balance por C. W. Thornthwaite y }. R. Mather; y por la fig. Ap. 1.5 de Design with Climate por V. Olgyay. D. Reidel, Dordrecht, Holanda, por la fig. 7.23 de Interactions of Energy and Climate por W. Bach, J. Pankrath y J. Williams (eds.). Scientific American Inc., Nueva York, por la fig. 1.2 por G, N. Plass; y por la fig. 1.25 por R..E. Newell. Springer-Verlag, Viena y Nueva York, por la fig. 1.32 de Meteorologis-che Rundschau; y por las figs. 2.23 y 3.9 de Archiv fiir Meteorologie, Geophysik und Bioklimatologie. Time-Life Inc., Amsterdam, por la lámina de The Grand Canyon por R. Wallace. University of California Press, Berkeley, por la fig. 6.7 y la lámina 26 de Cíoud Structure and Distributions over the Tropical Pacific Ocean por }. S. Malkus y H. Riehl. University of Chicago Press, por las figs. 1.6, 1.9, 1.22, 1.27, 2.4, 7.6, 7.7 y 7.9 de Physical Climatology por W. D. Sellers. University of Wisconsin Press, Madison, por la fig. 6.23 de The Earth's Problem Climates por G. T. Trewartha. Van Nostrand Reinhold Company, Nueva York, por la fig. 6.25 de Enciclopedia of Atmospheric Sciences and Astrogeology por R. W. Fair-bridge (ed.). Walter De Gruyter, Berlín, por la fig. 5.1 de Allgemeine Klimageogra-phie por J. Blüthgen.

Weidenfeld and Nicolson, Londres, por la fig. 4.18 de Climate and Wea-ther por H. Flohn. Westview Press, Boulder, Colorado, por la fig. 1.3 de Climate Change and Society por W. W. Kellogg y R. Schware. John Wiley, Nueva York, por la fig. 1.19A de Physical Geography (2.a ed.) por A. N. Strahler; por las figs. 8.2, Ap. 1.3, Ap. 1.4 y la tabla Ap. 1.1 de Physical Geography (3.a ed.) por A. N. Strahler; por las figuras 1.7E, 1.8 y 2.18 de Introduction to Physical Geography por A. N. Strahler; por la fig. 1.10 de Meteorology, Theoretical and Applied por E. W. Hewson y R. \V. Longley; y por la fig. 7.IB de Weather and Climate Modification por W. N. Hess (ed.). Organizaciones Deutscher Wetterdienst, Zentralamt, Offenbach am Main, por la fig. 6.22. Environmental Science Services Administration (ESSA), por las láminas 8, 14, 15, 17, 18 y 24. Geographical Branch, Dept. of Energy, Mines and Resources, Ottawa, por la fig. 5.9 de Geographical Bulletin. National Aeronautics and Space Administration (NASA), por las láminas 3, 11, 19, 25, 27 y 31. Naval Weather Service Command, Washington DC, por las figs. 3.17 y 3.24. New Zealand Meteorological Service, Wellington, Nueva Zelanda, por las figuras 6.20 y 6.24 de Proceedings of the Symposium on Tropical Meteorology por J. W. Hutchings (ed.). Press Association-Reuters Ltd., Londres, por la lámina 5. Quartermaster Research and Engineering Command, Natick, Mass., por la fig. 5.12 por J. N. Rayner. United Nations Food and Agriculture Organization, Roma por la figu7.16B de Forest Influences. United States Department of Agriculture, Washington DC, por las figuras 7.15B y 7.16A de Climate and Man. United States National Air Pollution Administration, Washington DC, por las figs. 7.18 y 7.21 de Public Health Service Publication No. AP-63. United States Weather Bureau por las figs. 2.23, 3.10, 3.23, 3.34, 3.35 y 4.21, y la lámina 1 de Monthly Weather Review; y por la fig. 4.16 de Research Paper 40. World Data Center — A for Glaciology, Boulder, Colorado por la lámina 20.

World Meteorological Organizador! por la fig. 1.21 y las láminas 2, 12 y 13 de Technica! Note 124. Científicos Dr. C. F. Armstrong y Dr. C. K. Stidd, del Desert Research Institute, Universidad de Nevada, por la fig. 2.27. Dr. August H. Auer Ir., de la Universidad de Wyoming, por la lámina 28. Mr. P. E. Baylis, de la Universidad de Dundee, y Dr. R. Reynolds, de la Universidad de Reading, por la lámina 30. Dr. R. P. Beckinsale, de la Universidad de Oxford, por las modificaciones a la fig. 4.7 sugeridas. Mr. R. Bumpas, del National Center for Atmospheric Research, Boukler, por la lámina 6. Dr. G. C. Evans, de la Universidad de Cambridge, por la fig. 7.17A. Dr. H. Flohn, de la Universidad de Bonn, por las figs. 3.26 y 6.11. Dr. S. Gregory, de la Universidad de Sheffield, por la fig. 6.10. Mr. Ernst Haas, por la lámina 4. Dr. S. L. Hastenrath, de la Universidad de Wisconsin, por las figs. 1.31 y 2.27. Dr. L. H. Horn y Dr. R. A. Bryson, de la Universidad de Wisconsin, por la fig. 5.10. . Mr. E. Lantz, por la lámina 22. Dr. F. H. Ludlam, del Imperial College, Londres, por las láminas 16 y 21. Dr. Kiuo Maejima, Universidad Metropolitana de Tokyo, por la fig. 6.23. Dr. Brooks Martner, de la Universidad de Wyoming, por la lámina 9. Dr. T. R. Oke, por las figs. 3.12A y C, 7.IB, 7.2A y B, 7.5, 7.14, 7.18C y D, 7.21, 7.22B y C, y 7.25. Mr. D. A. Richter, de Analysis and Forecast División, National Meteorological Center, Washington DC, por la fig. 4.21. Dr, R. S. Scorer, del Imperial College, Londres y Mrs. Robert F. Symons, por la lámina 7. Dr. B. A. Sheppard, del Imperial College, Londres, por la lámina 18. Dr. A. N. Strahler, de Santa Barbara, California, por las figs. 1.7E, 1.8, 1.19A. 2.18, 8.2, Ap. 1.3 y Ap. 1.4; y por la tabla Ap. 1.1.

Prefacio Los rápidos avances de los últimos diez o quince años en nuestro conocimiento de los procesos atmosféricos y de los climas del globo hacen esencial una revisión continua de los métodos de enseñanza y del contenido de los libros de texto. Por fin ha sido abandonado el concepto tradicional de la meteorología como simple estadística por la mayoría de los que se interesan en la investigación de los mecanismos básicos de la diferenciación climática, pero los estudios de climatología sinóptica y dinámica que se encuentran en los trabajos científicos no aparecen por lo general en libros de texto elementales. El propósito de los autores es contribuir a rellenar este hueco, especialmente para aquellos que estudian meteorología y climatología en cursos elementales de los Departamentos Geográficos de los Colleges o Universidades. Al mismo tiempo, los estudiantes de disciplinas relacionadas con la meteorología, como son la agricultura, la ecología y la hidrología, y todos aquellos que se interesen por la atmósfera y el tiempo encontrarán una introducción básica a ideas modernas en el presente libro. Algunos de los conceptos que se introducen están bastante por encima del alcance general de los cursos de los niveles mencionados, por lo que este libro puede servir también como base para un estudio más avanzado. La bibliografía proporciona la guía necesaria para una ampliación de conocimientos. No se pretende dar un resumen exhaustivo de los climas regionales, sino que, mediante el examen del tiempo y del clima de las latitudes medias del hemisferio norte y de los trópicos, en función de una serie diversa de temas, se espera proporcionar al lector los medios para apreciar suficientemente los controles climáticos a fin de que pueda aplicar él mismo estas ideas a cualquier otro lugar. Los tres primeros capítulos versan sobre la naturaleza de la atmósfera: su balance de energía y humedad y su movimiento. En el capítulo ,

cuarto se estudian las masas de aire y las procesos que conducen a la formación de depresiones frontales y de otras clases. En los capítulos siguientes se utilizan estos conceptos básicos y algunos otros que es necesario introducir, para examinar las características climáticas de las latitudes medias y de los trópicos. El libro concluye con una breve consideración acerca de las modificaciones que producen en el clima los medios urbanos y forestales y acerca de la variación inherente del clima con el tiempo. En el apéndice 1 se da como referencia un breve resumen de los principales esquemas de clasificación climática. Vale la pena insistir en que la distinción entre tiempo y clima es arbitraria. Las condiciones climáticas medias pueden ser especificadas para lugares y períodos de tiempo determinados, pero cada uno de los factores individuales que contribuyen al clima varían continuamente en el espacio y en el tiempo. Éste es el punto fundamental que ilustra el enfoque del presente libro: sólo puede entenderse el clima mediante el conocimiento del funcionamiento de la atmósfera. R. G. BARRY Departamento de Geografía de la Universidad de Southampton

R. J. CHORLEY Departamento de Geografía de la Universidad de Cambridge

Prefacio a la segunda edición El caluroso recibimiento dispensado a la primera edición de este libro nos ha animado a preparar la segunda, tanto para seguir el ritmo del rápido desarrollo que actualmente experimentan la meteorología y la climatología como para cubrir algunos huecos que se apreciaban en la edición original. Se han incorporado a lo largo del texto diversas sugerencias para mejorar la presentación; las principales revisiones o adiciones afectan a los temas siguientes: el balance de energía de la tierra y el modelo espacial de los componentes del balance de calor; gradientes; efectos de la orografía sobre la precipitación; la circulación en la superficie del océano y los efectos climáticos a ella asociados; vorticidad, sistemas mesoscáli-dos en las latitudes medias; aspectos del clima de América del Norte, la región subártica, el Mediterráneo y Asia oriental; variabilidad de la precipitación y clasificación, de los climas. Se han incluido más de treinta figuras y varias láminas nuevas, acompañadas de nuevas referencias. Al efectuar estos cambios hemos procurado evitar que el libro se convirtiese, por su propósito y contenido, en demasiado ampliado o avanzado para poder servir como texto de introducción. Esperamos que esta edición seguirá constituyendo, para todos sus lectores, una relación actual y de fácil comprensión de los fenómenos meteorológicos y climatológicos de la tierra. En el primer prefacio supusimos que los términos de climatología sinóptica y dinámica no requerían explicación. Sin embargo, puede ser útil recordar que la climatología dinámica trata esencialmente de los fundamentos físicos y dinámicos de los modelos de circulación atmosférica basados en generalizaciones de los datos meteorológicos, mientras que la climatología sinóptica interpreta los climas locales o regionales con relación a la circulación en gran escala. Aunque se introducen algunas ideas

básicas sobre climatología dinámica (particularmente en los capítulos 1, 3 y 4), hacemos más hincapié en el segundo tema en las secciones del libro que estudian cada región en particular. R. G. BARRY Instituto de Investigación Ártica y Alpina Universidad de Colorado Boulder, Colorado 80302. U.S.A.

R. ]. CHORLEY Sidney Sussex College Universidad de Cambridge Inglaterra

Prefacio a la tercera edición En el capítulo 1 se ha incluido nuevo material sobre la composición y las variaciones atmosféricas con el tiempo, la recepción superficial de la radiación solar y la radiación infrarroja procedente de la tierra. Se ha reformado la parte que trata del balance calorífico de la tierra. El capítulo 2 ha sido extensamente transformado y se ha incluido nuevo material acerca de los cambios adiabáticos de temperatura, y sobre la estabilidad e inestabilidad del aire. En el capítulo 3, ha sido modificada la sección que trata sobre los vientos debidos a las barreras topográficas y sobre las brisas terrestres y marinas, y se ha añadido material referente a la circulación en el hemisferio sur. Se ha transformado el capítulo 4, con la adición de nuevo material sobre las masas de aire y las zonas frontales en el hemisferio sur, la relación entre la estructura de las depresiones y la distribución espacial de la precipitación, y las predicciones a largo plazo. Los capítulos 5 y 6 contienen nuevo material sobre la primavera en el Mediterráneo, la confluencia intertropical, las perturbaciones tropicales y los sistemas subsinópticos en los trópicos. La parte del capítulo 7 relativa a los climas urbanos ha sido reformada y substancialmente reescrita, y se ha añadido el apéndice 3 con mapas sinópticos del tiempo. Se han incluido unas cuarenta figuras y láminas nuevas o revisadas, junto con referencias actualizadas y ejemplos de problemas. R. G. BARRY Instituto de Investigación Ártica y Alpina Universidad de Colorado Boulder, Colorado 80302. U.S.A.

R. J. CHORLEY Sidney Sussex College Universidad de Cambridge Inglaterra

Prefacio á la cuarta edición Los importantes cambios aplicados a la presente edición incluyen la nueva redacción sustancial de los capítulos 7 y 8; la actualización y estandarización de las unidades tanto en el texto como en muchas figuras modificadas; la edición de más de treinta nuevas figuras y láminas; y la adición y actualización de mucho material a lo largo del presente volumen. Estos cambios incluyen, en particular, material sobre la radiación solar en el capítulo. 1; mecanismos de las tormentas y la sequía en el capítulo 2; las características de los sistemas mesoscálicos de precipitaciones y la estructura de los tornados en el capítulo 4;. y las características climáticas de las perturbaciones que tienen lugar dentro de las células anticiclónicas subtropicales continentales en el capítulo 6. En el capítulo 7 se han revisado y ampliado los tratamientos de las superficies con vegetación, los climas urbanos, la polución y la producción humana de calor; y el capítulo 8 se ha vuelto a redactar para incluir en él nuevo material sobre la naturaleza y causas de los cambios climáticos. Se han añadido resúmenes al final de los capítulos. R. G. BARRY Instituto Cooperativo para la Investigación de las Ciencias Ambientales y Departamento de Geografía de ¡a Universidad de Colorado Boulder, Colorado 80502. U.S.A.

R. J. CHORLEY Sidney Sussex College Universidad de Cambridge Inglaterra

Introducción La finalidad del presente libro es proporcionar una visión no técnica de cómo actúa la atmósfera, desarrollando de este modo la comprensión de los fenómenos meteorológicos y de los climas globales. La atmósfera, que es vital para la vida terrestre, es una envoltura somera, que equivale en espesor a menos del 1 % del radio terrestre. La mayoría de los fenómenos meteorológicos se forman y desvanecen en los 10 km inferiores. Se cree que la atmósfera terrestre ha evolucionado hasta su forma y composición presente hace como mínimo 400 millones de años, cuando se desarrolló sobre la tierra una extensa cubierta vegetal. Su presencia proporciona un escudo indispensable' contra la nociva radiación solar, y los gases contenidos en ella mantienen la biosfera animal y vegetal de la que depende la vida humana. Sobre la mayor parte del globo, el estado de la atmósfera está muy lejos de ser constante, en respuesta a procesos meteorológicos variables. Los extremos del tiempo —temporales, ventiscas, tornados, riadas— afectan drásticamente las actividades humanas y frecuentemente tienen como resultado la pérdida de vidas humanas, aunque se hayan anunciado con anticipación. Así, al pretender entender los fenómenos atmosféricos, podemos esperar que se puedan, predecir sus variaciones bruscas y en algunos casos controlarlas o modificarlas de forma beneficiosa. Este amplio propósito constituye el campo de las ciencias atmosféricas. La meteorología trata específicamente de la parte física de los procesos del tiempo. Los sistemas meteorológicos —que producen la gama de estadios instantáneos de la atmósfera— difieren en tamaño y duración (lám. 1). Comúnmente se admiten cuatro escalas: los sistemas mesoscálicos, tales como las tormentas, que se extienden horizontalmente unos 10 km, con una duración de unas pocas horas; los sistemas a escala sinóptica, como los

ciclones de las latitudes medias y las tormentas tropicales, que tienen un diámetro de unos pocos miles de kilómetros y una vida de unos- 5 días; las ondas a escala planetaria en la circulación atmosférica, de una extensión de unos 5000 a 10 000 km y que generalmente persisten durante varias semanas; y además, los remolinos a pequeña escala cerca de la superficie terrestre y los procesos que tienen lugar dentro de la cubierta vegetal son el objetivo de la micrometeorología. El clima comprende las más amplias escalas de tiempo que operan en la atmósfera. A veces se contempla vagamente como «tiempo promedio», pero tiene más sentido definir el clima como el estadio a largo plazo de la atmósfera que comprende el efecto agregado de los fenómenos meteorológicos tanto los valores medios como los extremos. También es corriente distinguir los macroclimas regionales y globales, por un lado, de los climas locales o topográficos relacionados con la configuración del terreno (valles, laderas de las colinas), por el otro. La estructura de este libro representa este punto de vista. En primer lugar nos ocuparemos de la composición y estructura de la atmósfera y de su papel en el intercambio global de energía, el balance de humedad y los sistemas de vientos. Luego se discuten el clima y el tiempo en las latitudes bajas y medias, y finalmente, los climas a pequeña escala y el cambio climático. La clave de los procesos atmosféricos es la energía radiante procedente del sol que reciben la tierra y su atmósfera. Para poder estudiar la recepción de esta energía debemos empezar por considerar la naturaleza de la atmósfera, su composición y sus propiedades básicas.

1 Composición y energía atmosférica A.

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

1. La atmósfera en general El aire no es un compuesto químico, sino una mezcla mecánica de gases. La tabla 1.1 ilustra la composición media del aire seco y muestra que cuatro gases, nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono, constituyen el 99,98 % de su volumen. Además, las observaciones mediante cohetes espaciales dan como resultado que estos gases se encuentran en una mezcla de proporciones notablemente constantes hasta unos 80 km. Además de estos gases, el vapor de agua, que es mucho más variable en cuanto a su presencia en el espacio y en el tiempo, es un constituyente atmosférico vital. Este tema se discutirá más ampliamente más adelante. En la atmósfera también existen cantidades significativas de aerosoles, que son partículas suspendidas de sales marinas, polvo (particularmente silicatos), materia orgánica y humo. Provienen tanto de fuentes naturales como de las actividades humanas. Una vez descritas las generalidades anteriores sobre la atmósfera, es necesario precisarlas, estudiando las variaciones que tienen lugar en su composición con la altura, la latitud y el tiempo. 2. Variaciones con la altura Podría suponerse que los gases más ligeros (hidrógeno y helio especialmente) abundan cada vez más hacia la parte superior de la atmósfera, pero

TABLA 1.1 Composición media de la atm<5síera seca por debajo de los 25 km Volumen % Componente

Símbolo

Nitrógeno

N2

Oxígeno Argón 1 Dióxido de carbono

02 Ar CO2

Neón2 Helio 2 Ozono1 Hidrógeno Criptón2 Xenón2 Metano

Ne He O2 H Kr Xe Me

{aire seco) 78,08 20,94 0,93 0,03 (muy variable) 0,0018 0,0005 0,00006 0,00005 Indicios Indicios Indicios

Peso molecular 28,02 32,00 39,88 44,00 20,18 4,00 48,00 2,02

Productos de desintegración del potasio y del uranio. 1 Recombinación de oxígeno. 2 Gases inertes.

la mezcla turbulenta en gran escala evita que se produzca esta separación por difusión, incluso a alturas de varias decenas de kilómetros por encima de la superficie. Las variaciones con la altura que se observan están relacionadas con la localización de las fuentes de los dos gases no permanentes más importantes: el vapor de agua y el ozono. Puesto que ambos absorben parte de la radiación solar y terrestre, el balance de calor y la distribución vertical de temperatura .de la atmósfera se ven considerablemente afectados por la distribución de estos dos gases (véase capítulo 1, D.2 y 1, H). El vapor de agua constituye hasta el 4% en volumen de la atmósfera (el 3 % en peso, aproximadamente) cerca del suelo, pero está casi totalmente ausente de ella por encima de los 10 o 12km. Pasa a la atmósfera por la evaporación de las agua superficiales por la transpiración de las plantas, y la turbulencia atmosférica lo transporta hasta la parte superior de la misma. La turbulencia es más efectiva por debajo de los 10 km aproximadamente (véase capítulo 1, H.1) y, puesto que la densidad máxima posible de vapor de agua en el aire frío es siempre muy baja (véase cap. 1, B.2), existe poco vapor de agua en las capas superiores de la atmósfera. El ozono (O3) se encuentra concentrado principalmente entre los 15 y los 35 km. Las capas superiores de la atmósfera reciben la radiación

Fig. 1.1 Variación mensual de la cantidad total de ozono presente en la atmósfera con la latitud () en el hemisferio norte. Las unidades empleadas son 10-3 cm de ozono (en condiciones normales de presión y temperatura) (de Godson, 1960).

Ultravioleta del sol y, ésta origina la rotura de las moléculas de oxígeno en la capa que está situada entre los 80 y los 100 km aproximadamente (es decir, O2 = O + O). Estos átomos separados (O + O) pueden combinarse entonces individualmente con otras moléculas de oxígeno, dando lugar al ozono. O2 + O + M = O3 +M donde M representa la capacidad de movimiento y la energía necesarias que son proporcionados por el choque con un tercer átomo o molécula. Estos choques de tres cuerpos son raros entre 80 y 100 km a causa de la bajísima densidad de la atmósfera, mientras que por debajo de los 35 km aproximadamente la mayor parte de la radiación ultravioleta incidente ha sido absorbida en los niveles superiores. Por lo tanto, el ozono se forma principalmente entre los 30 y los 60 km, donde son más probables. Los choques entre O y O2. El propio ozono es inestable y puede ser destruido, tanto por choques con oxígeno monoatómico, en cuyo caso vuelve

a formarse oxígeno (es decir, O3 + O = O2 + O2), como por la acción que la radiación ejerce sobre él. La transformación constante del oxígeno en ozono y del ozono en oxígeno por procesos fotoquímicos mantiene un equilibrio aproximado por encima de unos 40 km, pero la proporción de mezcla del ozono es máxima a unos 35 km, mientras que la densidad máxima de ozono se encuentra mucho más abajo, entre los 20 y los 25 km. 1 Esto es el resultado de algún mecanismo de circulación que transporta ozono hacia abajo, a niveles en que su destrucción es menos probable, permitiendo así una acumulación del gas. Aun así, es necesario darse cuenta de que, a pesar de la importancia de la capa de ozono, si la atmósfera se comprimiese hasta las condiciones normales (presión y temperatura normales al nivel del mar), el ozono contribuiría sólo en unos 3 mm al espesor total de 8-km de la atmósfera (fig. 1.1). Los aerosoles penetran en la atmósfera por medio de la polución causada, por el hombre y por las prácticas agrícolas, así como a través.de los incendios forestales, la espuma marina, la actividad volcánica y el polvo levantado por el viento. Las partículas de mayor tamaño bajan rápidamente hasta la superficie o son lavadas por la lluvia a los pocos días, pero las finas partículas procedentes de las erupciones volcánicas pueden residir en la estratosfera por encima del nivel de los procesos meteorológicos durante de 1 a 3 años. 3.

Variaciones con la latitud y la estación

Las variaciones de la composición atmosférica con la latitud y la estación son particularmente importantes por lo que respecta al vapor de agua y al ozono. El contenido de ozono es bajo en el ecuador y alto en latitudes situadas por encima de los 50°N, especialmente en primavera (figura 1.1). Si la distribución de ozono fuese debida solamente a procesos fotoquímicos, el máximo tendría lugar en junio, en las cercanías del ecuador, mientras que la anomalía que se observa en la figura 1.1 tiene que ser el resultado de un transporte de ozono hacia el polo. Aparentemente, el movimiento tiene lugar desde las capas altas (30-40 km) de las latitudes bajas hasta las capas bajas (20-25 km) de las latitudes más altas durante los meses de invierno. Allí se almacena el ozono durante la «noche polar», dando lugar, hacia el comienzo de la primavera, a una capa rica en ozono Aún no se conoce con certeza cuál es el tipo de circulación que produce este

1

Proporción de mezcla = masa de ozono por unidad de masa de aire seco. Densidad = masa por unidad de volumen.

transporte, aunque no parece tratarse de una circulación simple y directa. En el hemisferio sur existe una distribución, semejante a la de la figura 1.1, excepto que desde 55°S hasta el polo el máximo se produce más tarde y es menos pronunciado que en el hemisferio norte. El contenido de vapor de agua de la atmósfera está estrechamente relacionado con la temperatura del aire (véase caps. 1, B.2, 2, A y B) y es, por lo tanto, máximo en verano y en las latitudes bajas Existen, sin embargo, excepciones evidentes a esta regla de carácter general, como son, por ejemplo, las zonas desérticas situadas en los trópicos. El contenido de dióxido de carbono del aire (unas 335 partes por millón, por término medio) presenta una gran variación estacional en altas latitudes del hemisferio norte. A 50°N dicha concentración oscila entre 335 p.p.m. a finales de verano y 338 p.p.m. en primavera. Los valores bajos observados durante el verano están relacionados con la asimilación de CO2 por los mares fríos de la región polar A lo largo de todo el año tiene lugar un pequeño transporte neto de CO2 desde las latitudes bajas a las altas, manteniéndose así constante su contenido en el aire. 4.

Variaciones con el tiempo

Las cantidades de dióxido de carbono y de ozono que contiene la atmósfera pueden variar en el transcurso de un período largo de tiempo; estos cambios tienen especial importancia a causa de su posible efecto sobre el balance de radiación. El dióxido de carbono (CO2) penetra en la atmósfera principalmente por la acción de los organismos vivos de la tierra y el océano. La descomposición de elementos orgánicos del suelo y la quema de combustibles fósiles son fuentes secundarias adicionales (fig. 1.2). Es evidente que, si esta producción no estuviese compensada de algún modo, la cantidad total de dióxido de carbono existente en la atmósfera aumentaría de una manera continua. Se mantiene un equilibrio dinámico a causa principalmente de la fotosíntesis, que elimina aproximadamente el 3 % de la producción anual total de dióxido de carbono en el mundo. En los océanos, el dióxido de carbono se emplea en último término en la producción de carbonato cálcico, destinado en parte a formar las conchas y esqueletos de los animales marinos. En los continentes, la materia muerta se convierte en humus, que puede transformarse posteriormente en combustible fósil. Estas transferencias dentro de los océanos y la litosfera se dan e escalas de tiempo muy largas, comparadas con los intercambios atmosféricos. Tal como indica la figura 1.2, los intercambios entre la atmósfera y los otros depósitos están prácticamente equilibrados.

FIG. 1.3 Observación del aumento de CO, atmosférico en Mauna Loa, Hawái (1957-1975) estimas de 1860-1960 basadas en mediciones tempranas y tendencias proyectadas hacia el siglo XXI (según Keeling, Callendar, Machía, Broecker y otros), (a) y (b) indican los distintos escenarios de uso global de combustibles fósiles (de Kellogg y Schware, 1981).

Sin embargo, este equilibrio no es absoluto, ya que se estima que, entre 1870 y 1980, la cantidad total de dióxido de carbono en la atmósfera aumentó en un 15 % (de 290 a 335 p.p.m.) a causa, según se cree de la creciente utilización de combustibles fósiles. El uso actual de combustibles fósiles debiera haber producido un incremento de aproximadamente un 30 %, pero aparentemente el exceso es absorbido por la biosfera terrestre y los océanos. El dióxido de carbono tiene un impacto significativo sobre la temperatura global por la absorción y reemisión de radiación de la tierra y la atmósfera (véase fig. 1.6 y cap. 1, E). Los cálculos sugieren que el incremento de 370 p.p.m. que se esperan para el año 2000 podría aumentar la temperatura media del aire cerca de la superficie en 5,5 °C en comparación con los años sesenta (en ausencia de otros factores). Los cambios en la concentración de partículas con el tiempo pueden ser irregulares como en el caso de la producción de polvo volcánico, o pueden ser progresivos como en el caso de las partículas producidas por el hombre. En el momento presente, la contribución del hombre (particularmente los sulfatos y las partículas del suelo) es aproximadamente el

30 % del total, y esta cifra podría duplicarse en el año 2000. El efecto general sobre la atmósfera inferior hoy se cree que puede ser de calentamiento, mientras que el polvo volcánico tiene el efecto contrario. Las variaciones de ozono pueden ser causadas por variaciones en la emisión de las radiaciones ultravioleta solares. Se ha propuesto que este podría ser el mecanismo para el cambio climático (véase cap. 8, C), dado que el ozono absorbe la radiación solar y terrestre pero en el momento presente esta hipótesis es muy especulativa.

B.

MASA DE LA ATMÓSFERA

Es necesario examinar ahora algunas de las leyes mecánicas a que obedecen los gases atmosféricos. Los factores principales que gobiernan los cambios de presión vienen dados por dos sencillas leyes. La primera de ellas, la ley de Boyle, nos dice que, a temperatura constante, el volumen (V) de una masa de gas varía en proporción inversa a su presión (P), es decir: FIG. 1.4 Porcentaje de la masa iota! de la atmósfera que se encuentra situada por debajo de los 80 km de altura. Esto ilustra el carácter superficial de la atmósfera terrestre.

donde K1 es una constante; la segunda, la ley de Charles, dice que, a presión constante, el volumen es directamente proporcional a la temperatura absoluta (T, medida en °K)2, es decir:

usar la densidad, p (== masa/volumen) que el volumen al estudiar la atmósfera, podemos volver a escribir la ecuación en la forma conocida como de estado de los gases.

V = K2 T Estas leyes implican que las tres variables —presión, temperatura y volumen, son completamente independientes, por lo que cualquier cambio de una de ellas hará que se produzca un cambio que compense al primero en una o en las dos restantes. Las leyes de los gases pueden combinarse para dar la siguiente relación: PV = RmT donde m = masa de aire R = una constante de los gases para el aire seco. Si m y T se mantienen fijas, obtenemos la ley de Boyle; si m y P se mantienen fijas, obtenemos la ley de Charles. Puesto que es más conveniente

P = RT 1. Presión total El aire es muy compresible, de forma que sus capas inferiores son mucho más densas que las superiores) El cincuenta por ciento de la masa total de aire se encuentra por debajo de los 5 km (fig. 4.1) y la densidad promedio decrece desde unos 1,2 kg/m3 en la superficie hasta 0,7 kg/m3 a 5000 m cerca del límite extremo de la zona habitada por los humanos. La presión se define como fuerza por unidad de superficie. Las unidades utilizadas por los meteorólogos reciben el nombre de milibares (mb); un milibar es igual a la fuerza que ejercen 100 newtons sobre un metro cuadrado. 2 El aparato utilizado para medir la presión es el barómetro de mercurio, que, en realidad, mide el peso de la columna de mercu2

Véase Apéndice 4.

rio que La atmósfera puede equilibrar en un tubo de vidrio colocado verticalmente. La parle superior del tubo está cerrada y tiene un espacio vacío, y la parte inferior, que está abierta, se sumerge en una cubeta de mercurio. A causa de la presión que ejerce sobre la superficie del mercurio de la cubeta, la atmósfera es capaz de mantener en el tubo una columna de mercurio, de aproximadamente 760 mm de altura (unos 1013 mb). Sin embargo, con el fin de poder comparar la presión en diversos puntos geográficos, es necesario considerar todavía otro factor. Debe efectuarse una corrección de las lecturas barométricas, a causa de las variaciones de presión originadas por las diferencias de gravedad que, al nivel del mar, varía desde 9,78 m/s2 en el ecuador, hasta 9,83/s2 en los polos. Las lecturas de presión se reducen al valor patrón de 9,81 m/s2 para 45° de latitud. Las lecturas del barómetro de mercurio deben también ser corregidas, a causa de la dilatación térmica del mercurio. La temperatura que se adopta como tipo es 0°C. La presión atmosférica, dado que depende del peso de la atmósfera que existe por encima de un nivel dado, disminuye logarítmicamente con la altura. Esta relación queda expresada mediante la ecuación hidrostática:  es decir, la tasa de cambio de presión (p) con la altura (z) depende de la gravedad (g) multiplicada por la densidad del aire (). Cerca de la superficie el decrecimiento de la presión con la altura es aproximadamente de un milibar por cada 10 m. Sin embargo, a medida que aumenta la altura, dicho decrecimiento se hace más lento como consecuencia de la disminución de la densidad del aire. La temperatura del aire puede afectar al descenso de presión, que es mayor en el aire frío y denso (véase cap. 3, C.1). No obstante, la relación entre la presión y la altura es tan importante que los meteorólogos expresan frecuentemente las alturas en milibares: 1000 mb representan el nivel del mar, 500 mb unos 5500 m y 300 mb unos 9000 m. En el apéndice II se da un ábaco de conversión para una atmósfera ideal («atmósfera tipo»). La presión media a nivel del mar es de 1013,25 mb (equivalente a unos 1,03 kg/cm2). Por término medio, el nitrógeno contribuye con unos 760 mb, el oxígeno con unos 240 mb y el vapor de agua con unos 10 mb. En otras palabras, cada gas ejerce una presión parcial independientemente de los otros. 2.

Presión de vapor

A una temperatura dada, existe un límite para la densidad del vapor de agua en el aire y, en consecuencia, existe también un límite superior para

FIG. 1.5 Representación semilogarítmica de la presión de vapor de saturación en función de la temperatura (es decir, curva del punto de rocío). Por debajo de 0°C la presión de vapor de saturación atmosférica es menor con respecto a una superficie de hielo que con respecto a una gota de agua. Por consiguiente, la condensación puede tener lugar sobre un cristal de hielo con una humedad de aire inferior a la que sería necesaria para la formación de gotas de agua.

la presión de vapor. Este límite recibe el nombre de «presión de vapor saturante». (eᵟ ) y la figura 1.5 ilustra su aumento con la temperatura, hasta alcanzar un máximo de 1013 mb (una atmósfera) en el punto de ebullición. Al intentar introducir más vapor de agua en el aire cuando la presión de vapor corresponde a la saturación, se produce la condensación de una cantidad equivalente de vapor. La figura 1.5 indica que, mientras la presión de vapor saturante tiene un valor único a cualquier temperatura por encima del punto de fusión del hielo, la presión de vapor saturante por debajo de 0°C, sobre una superficie de hielo, es más baja sobre una superficie de agua subenfriada. En el capítulo 2, G.1 se tratará de la importancia de este hecho. La presión de vapor (e) varía con la latitud y la estación del año, desde unos 0,2 mb sobre el norte de Siberia en enero hasta más de 30 mb en los trópicos en julio, pero esto no aparece reflejado en la distribución de la presión total en superficie: la presión disminuye en la superficie cuando parte del aire de las capas superiores es desplazado horizontalmente, y de hecho el aire en las zonas de grandes presiones está generalmente seco debido a factores dinámicos, particularmente a causa del movimiento vertical del aire (véase capítulo 3, C.5), mientras que en las zonas de bajas presiones está generalmente húmedo.

C.

INSOLACIÓN

La fuente primordial; de la energía que recibe nuestra atmósfera es el sol cual radia continuamente parte de su masa al espacio en forma de energía electromagnética y de partículas animadas de gran velocidad. Esta emisión constante, llamada «insolación», es importante, ya que a la larga representa prácticamente la totalidad de la energía de que dispone la tierra (con la excepción de una pequeña cantidad que proviene de la desintegración radiactiva de los minerales terrestres). La cantidad de insolación que recibe la tierra, suponiendo de momento que la atmósfera no produjese interferencia alguna, se ve afectada por cuatro factores: la emisión solar, la distancia sol-tierra, la altitud del sol y la longitud del día. 1.

Emisión solar

El sol se comporta virtualmente como un cuerpo negro, lo que significa que absorbe toda la energía que recibe y asimismo irradia energía a la máxima tasa posible para una temperatura dada. Esta tasa (F) es directamente proporcional a la cuarta potencia de la temperatura absoluta del cuerpo: F = σT4 (ley de Stefan) donde σ = 5.67 X 10-18 W/m2 K4 (la constante de Stefan-Boltzmann).3 Así, la emisión solar total al espacio, asumiendo una temperatura solar de 6000° K, es de 73,5 X 106 W m2. Sólo el 0,0005 % de ésta es interceptada por la tierra, dado que la energía recibida es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia al sol (150 millones de km). La energía recibida en la parte superior de la atmósfera sobre una superficie perpendicular al rayo de sol para una distancia solar media se denomina constante solar4 Las más recientes mediciones realizadas por un satélite indican un valor de unos 1360 W/m2, o 1,95 cal/cm2 min. La figura 1.6 muestra las longitudes de onda de la radiación solar de onda corta) y de onda larga (infrarroja) emitida por la tierra y la atmósfera. Para la radiación solar, aproximadamente un 9 % es radiación ultravioleta, un 45 % luz visible y un 46 % radiación infrarroja. La figura

3

Las unidades del Sistema Métrico Decimal (W = joule × s-1) se dan en el Apéndice 4. Actualmente los datos en muchas referencias todavía se dan en calorías; una caloría es el calor requerido para elevar la temperatura de 1 g de agua de 14,5°C a 15,5°C. En Estados Unidos, otra unidad de uso común es el Langley (ly) (ly min-1 = 1 cal cm-2 min-1). 4 Ésta puede calcularse mediante (emisión solar × 4 πR2) (0,25 πO2), donde el radio del sol, Rs = 7 x 105 km, y la distancia solar, D = 1,5 X 108 km. Una esfera de radio r tiene una superficie de 4 π r 2.

Fig. 1.6 Representación logarítmica de la distribución espectral de la radiación solar y terrestre, junto con las principales bandas atmosféricas de absorción. Las áreas cuadriculadas del espectro infrarrojo indican las «ventanas atmosféricas» por donde la radiación escapa al espacio. La radiación del cuerpo negro a 6000°K es la proporción del flujo de energía incidente en la parte superior de la atmósfera. En el recuadro aparecen representadas las mismas curvas para la radiación incidente y reflejada, con la longitud de onda expresada aritméticamente (principalmente según Sellers, 1965).

ilustra la atmósfera del cuerpo negro de unos 250°K (— 23°C). Mientras que la mayor parte de los sólidos y líquidos se comportan como cuerpos negros, no sucede lo mismo con los gases, y la fig. 1.6 muestra las bandas de absorción de la atmósfera causantes de que su emisión sea mucho menor que la de un cuerpo negro equivalente. La longitud de onda de máxima emisión (λmax) varía inversamente con la temperatura absoluta del cuerpo emisor:

Así la radiación solar es muy intensa y principalmente de onda corta entre aproximadamente 0,2 y 4,0 µm, con un máximo (por unidad de longitud de onda) en 0,5 µm, mientras que la radiación terrestre, mucho más débil, tiene su máximo de intensidad a unos 10 µm y un orden de unos 4 a 100 µm (1µm = 1 micrómetro = 10 -6 m). Se ha sugerido que la constante solar sufre pequeñas variaciones periódicas 1 %, quizás relacionadas con la actividad de las manchas solares, pero dado que las determinaciones de la constante solar están sujetas a errores de similar magnitud, se duda de la realidad de bichas fluctuaciones. Las manchas solares son áreas oscuras (es decir, más frías) visibles en la superficie del sol. Su número y posición cambian regularmente según un ciclo (de unos 11años). Las variaciones tienen lugar dentro de la banda ultravioleta del espectro, y puede emitirse más de veinte veces más radiación ultravioleta a ciertas longitudes de onda durante un máximo de una mancha solar que durante un mínimo. Sin embargo, aún no se ha demostrado que exista ninguna relación clara entre el ciclo de 11 años de las manchas solares y las variaciones de tiempo a pesar de los esfuerzos realizados para descubrirla. Adargo plazo, suponiendo que la tierra se comporta como un cuerpo negro, una diferencia continua del 2 % en la constante solar podría alterar hasta 1,2°C la temperatura media efectiva de la superficie terrestre y un cambio del 10% podría alterar hasta 6°C esta temperatura. La disminución que experimenta la temperatura junto al suelo en un día de sol, cuando una nube intercepta temporalmente la radiación solar directa, ilustra nuestra dependencia de la energía radiada por el sol. 2.

Distancia del sol

La distancia anualmente cambiante entre la tierra y el sol produce variaciones estacionales en la cantidad de energía solar recibida. A causa de la excentricidad de la órbita que la tierra describe alrededor del sol, la

FIG. 1.7 Los efectos astronómicos (orbitales) sobre la radiación solar que alcanza la tierra y sus escalas temporales. A) Excentricidad (período de ~95000 años; B) Inclinación axial (41000 años); C) Bamboleo de la órbita axial (21000 años); que causa una desviación en la contabilización del perihelio (D). E ilustra la geometría de las estaciones actuales (E según Strahler, 1965).

energía recibida por una superficie perpendicular a los rayos en el perihelio de 3 de enero es superior en un 7 % a la que se recibe en el afelio de 4 de julio (fig. 1.7). En teoría (es decir, sin tener en cuenta la interposición de la atmósfera y la diferencia en el grado de conductividad entre las grandes masas de tierra y las masas de los mares) a causa de esta diferencia, la temperatura global efectiva junto a la superficie terrestre tendría que ser en enero 4°C más elevada que en julio. Los inviernos del

Hemisferio norte habrían de ser también más cálidos que los del hemisferio sur y los veranos del hemisferio sur más cálidos que los del hemisferio norte. En la práctica, la circulación de calor en la atmósfera y los efectos de la continentalidad enmascaran sustancialmente esta tendencia global, y el contraste estacional observado entre ambos hemisferios es el inverso del descrito. Además, el semestre veraniego septentrional (21 de marzo - 22 de septiembre) es 5 días más largo que el verano del hemisferio sur (22 de septiembre - 21 de marzo). Esta diferencia cambia lentamente; hace unos 10000 años el afelio tenía lugar en el invierno del hemisferio norte, y los veranos septentrionales recibían un 3-4 % más de radiación que hoy en día. Dentro de 10000 años se presentará la misma situación (véase fig. 1.7). La figura 1.8 ilustra gráficamente las variaciones estacionales de recepción de energía con la latitud. Las cantidades reales de radiación recibidas sobre una superficie horizontal exterior a la atmósfera se dan en la tabla 1.2. La intensidad sobre una superficie horizontal (Ih) se determina de Ih = Io sen d, donde Io = constante solar y d = ángulo formado por la superficie y el rayo de sol. 3. Altura del sol La altura del sol (es decir, el ángulo formado por sus rayos y la tangente a la tierra en el punto de observación) afecta también a la cantidad de insolación que es recibida en la superficie de la tierra. Cuanto mayor es la altura del sol, más concentrada es la intensidad de radiación por unidad de área en la superficie terrestre. Además, la proporción de radiación que es reflejada por la superficie varía considerablemente con la altura solar, especialmente en el caso de una superficie de agua (véase cap. 1, D.5) Los factores principales que determinan la altura del sol son como es natural, la latitud del lugar, la hora del día y la estación del año (figura 1.7). En el solsticio de junio la altitud del sol es constantemente de 23 1/2° durante el día en el polo norte y el sol está directamente en el cénit a mediodía en el trópico de cáncer (23 1/2°N). 4. Duración del día La longitud del día afecta también a la cantidad de insolación recibida. Es obvio que cuanto mayor es el tiempo en que luce el sol, mayor es la cantidad de radiación que podrá recibir una determinada porción de la

90" S.

FIG. 1.8 Variaciones de la insolación con la latitud y la estación para todo el globo en el supuesto de que no existiese atmósfera. Esta suposición explica las cantidades anormalmente altas de insolación que se reciben en los polos durante el verano cuando la luz diurna dura 24 horas (según W. M. Davis; de Strahler, 1965).

TABLA 1.2 Insolación en una superficie horizontal situada en el exterior de la atmósfera; las cifras vienen dadas en w/m2. (Según K. Ya Kondratiev)

Fecha

90°N

70

50

30

0

30

22 diciembre 4 febrero 21 marzo 6 mayo 22 junio

0 0 0 386 538

0 12 153 350 505

88 144 287 433 494

233 284 387 464 487

421 438 447 418 394

520 486 387 271 218

50 528 454 287 138 82

70

90°S

540 392 153 12 0

574 404 0 0 0

tierra en el ecuador, por ejemplo, la duración del día se acerca a las 12 horas en todos los meses, mientras que en los polos varía entre 0 y 24 horas del invierno al verano (véase fig. 1.7). La combinación de todos estos factores se traduce en la configuración de energía solar recitada en la parte superior de la atmósfera que aparece en la figura 1.8 Las regiones polares reciben la cantidad máxima de insolación durante los solsticios de verano, que corresponden a los períodos de día continuo. La cantidad de insolación recibida durante el solsticio de diciembre en el hemisferio sur es mayor que la recibida por el hemisferio norte durante el solsticio de junio la causa de la ya mencionada

órbita elíptica que la tierra describe alrededor del sol (tabla 1.2).El ecuador tiene dos máximos de insolación en los equinoccios y dos mínimos en los solsticios, a causa del paso aparente del sol durante su doble movimiento anual entre los hemisferios norte y sur D.

fiere por conducción. La segunda forma de transferencia de energía por conversión es indirecta, y comprende el calor latente. En este caso, no existe cambio de temperatura. Siempre que el agua se convierte en vapor por evaporación (o ebullición) se requiere calor. A este se le designa como calor latente de vaporización (L). A 0°C, L es de 2,50 × 106 J/kg de agua, o 597 cal/g. Generalizando más,

INSOLACIÓN RECIBIDA EN LA SUPERFICIE; SUS EFECTOS L (106 J kg -l) ≈ (2.5 – 0.00235T)

1.

Intercambio de energía en el sistema tierra-atmósfera

Hasta ahora nos hemos limitado a describir la distribución de la insolación, como si toda ella llegase a la superficie de la tierra. Evidentemente, esta visión del fenómeno no corresponde a la realidad, a causa del efecto que ejerce la atmósfera en el proceso de intercambio de energía.[La energía calorífica puede ser transmitida de tres maneras distintas: α) Radiación. Las ondas electromagnéticas pueden transmitir energía (en forma de calor y de luz) entre dos cuerpos, sin que sea necesaria la intervención de un medio material a una velocidad de 300 X 106 m/s (es decir, a la velocidad de la luz). Esto es lo que ocurre con la energía solar a través del espacio. Sin embargo la atmósfera terrestre permite sólo el paso de la radiación correspondiente a ciertas longitudes de onda e impide el de las otras β) Conducción. En este fenómeno, el calor pasa de un punto a otro de un cuerpo por medio de la transmisión del movimiento de las moléculas adyacentes Puesto que el aire es mal conductor, este tipo de transmisión de calor puede despreciarse en la atmósfera, pero es importante en el suelo. γ) Convección. Tiene lugar en los fluidos (incluso gases) que son capaces de desarrollar circulaciones en su seno y de redistribuir así el calor en su masa. La baja viscosidad del aire y su consiguiente fluidez hacen que sea éste el medio principal de transmisión de calor en la atmósfera. Debe tenerse en cuenta que la «convección forzada» (turbulencia mecánica) es debida a la formación de remolinos cuando el aire fluye sobre superficies desiguales, incluso cuando no existe ningún calentamiento superficial que origine la convección térmica «libre». La convección transfiere energía en dos formas. La primera es el contenido en calor sensible del aire (llamado entalpia por los físicos) que se transfiere directamente por elevación y mezclado del aire calentado) Se define como cpT, donde T es la temperatura y cp es el calor específico a una presión constante (el calor absorbido por unidad de masa con un aumento de una unidad de temperatura) El calor sensible también se trans-

donde T está en °C. Cuando el agua se condensa en la atmósfera (véase cap. 2, C) se desprende la misma cantidad de calor latente que la usada para la evaporación a la misma temperatura. Del mismo modo, para fundir el hielo a 0°C, se precisa el calor latente de fusión, que es de 0,335 × 106 J/kg (80 cal/g). Si el hielo se evapora, sin fundirse, el calor latente de este proceso de sublimación es de 2,38 × 166 J/kg a 0°C (676 cal/ /g); (es decir, la suma de los calores latentes de fusión y vaporización). En todos estos cambios de fase del agua se dan transferencias de energía. Volveremos a otros aspectos de estos procesos en el capítulo 2. 2. Efecto de la atmósfera Casi toda la radiación solar es virtualmente de onda corta, con longitudes, de onda menores que 4 µm (fig. 1.6). Aproximadamente un 18% de la energía que llega a la atmósfera es absorbida por el ozono y el vapor de agua. El ozono absorbe toda la radiación ultravioleta de longitud de onda menor que 0,29 µn (2900 Å), y el vapor de agua absorbe, en menor cantidad, las radiaciones correspondientes a unas estrechas bandas situadas entre 0,9 µm y 2,1 µm (véase fig. 1.6) Alrededor del 30 % de dicha radiación es reflejada inmediatamente al espacio por la atmósfera, las nubes y la superficie terrestre, por lo que, en realidad, es sólo el 70 % restante lo que calienta la tierra y la atmósfera. La mayor parte de esta cantidad acaba por calentar la atmósfera, pero gran parte de este calor es recibido secundariamente por la atmósfera por vía de la superficie terrestre. La retención de esta energía por la atmósfera es de suma importancia, ya que, si no se produjese, la temperatura de la tierra descendería en unos 40°C, con que la vida sería prácticamente imposible. La superficie absorbe el 45% de la energía disponible en la capa superior de la atmósfera y las vuelve a emitir hacia el exterior en forma de ondas largas (infrarrojo) de longitud de onda mayor que 3 µm (fig. 1.6). La mayor parte de esta energía de onda larga puede ser absorbida por el vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono que están presentes en la atmósfera, mientras que el resto escapa al espacio exterior a través de las lla-

FIG. 1.10 Porcentaje de la reflexión, absorción y transmisión de la radiación solar correspondientes a capas de nubes de diverso espesor (según Hewson y Longley, 1944). FIG. 1.9 Distribución media anual de la radiación solar según la latitud (en w/m2 y Kcal/cm2 año).Del 100 % de radiación que penetra en la capa superior de la atmósfera, un 23 % es reflejada de nuevo al espacio por las nubes, un 4 % por el aire (y además el polvo y el vapor de agua) y un 4 % por la superficie de la tierra. Las nubes absorben un 3 %, el aire un 21 % y la tierra un 45 % (de Sellers, 1965).

madas «ventanas de radiación», principalmente entre 8 y 13 µm (véase fig. 1.6). En la figura 1.9 aparecen ilustradas las distintas influencias que la atmósfera, las nubes y la superficie de la tierra ejercen en la reflexión y absorción de la radiación solar en las diversas latitudes. (En el cap. 1, F, se efectúa un análisis más completo del balance total de calor del sistema tierra-atmósfera.)

tente y de su espesor (véase fig. 1.10). La proporción de radiación incidente que es reflejada se denomina albedo o coeficiente de reflexión (expresado como una fracción o porcentaje). El tipo de nubes afecta al albedo. Las mediciones realizadas con ayuda de aviones muestran que el albedo de un grupo completo de nubes va desde un 44 a un 50 % para los cirrostratos a un 90% para los cumulonimbos. Los albedos promedio, como los determinados por satélites, aviones y mediciones de superficie, se encuentran resumidos en la tabla 1.3. La radiación solar (directa, Ǫ y difusa, q) total (o global) recibida en la superficie en un día nublado es: Ǫ + q = (Ǫ + q)0

3.

Efecto de la nubosidad

La nubosidad, si es lo suficientemente espesa y completa, puede formar una importante barrera que impida la penetración de la insolación. La cantidad de insolación que se refleja depende de la cantidad de nubes exis-

[β + (1 - 0)(1 - c)]

donde (Ǫ+ q)0 = radiación total con cielo despejado; c = nubosidad (en décimas); β = un coeficiente que depende del tipo de nube y de su espesor y de la altura de la capa de atmósfera que tiene que atravesar la radiación.

Tabla 1.3 El albedo promedio (integrado) de diversas superficies (0,3 — 4,0 .µm)

Planeta Tierra Superficie global Nube Cumulonimbos Estratocúmulos Cirros Nieve reciente Nieve en fusión Arena Hierba, cultivos de cereales Bosques caducifolios Bosques de coníferas Pluviselva tropical Masas de agua*

0,31 0,14-0,16 0,23 0,9 0,6 0,4-0,5 0,8-0,9 0,4-0,6 0,30-0,35 0,18-0,25 0,15-0,18 0,09-0,15 0,07-0,15 0,06-0,10

* Aumenta bruscamente a ángulos solares bajos.

El valor medio mensual de β en los Estados Unidos es aproximadamente de 0,35; por tanto: (Ǫ + q) - (Ǫ +q)0 [1 -0,65 c]. El efecto de la nubosidad opera también en sentido contrario, ya que una capa de nubes retiene la mayor parte del calor que, de otro modo, sería perdido por la tierra en forma de radiación a lo largo del día y de la noche. Este papel altamente negativo de las nubes significa que su presencia hace disminuir apreciablemente el espectro de temperaturas diarias evitando máximas altas durante el día y mínimas bajas por la noche. Además de interferir en la transmisión de la radiación, las nubes actúan como depósitos temporales de calor, puesto que absorben una cierta proporción de la energía que interceptan. El efecto de esta absorción de radiación solar aparece ilustrado en las figuras 1.10 y 1.11. 4.

Efecto do la latitud

Como ya se indica en la figura 1.8, las distintas partes de la superficie terrestre reciben distintas cantidades de insolación. Un factor .que controla este hecho es este hecho es la época del año de que se trate: se recibe más insolación en verano que en invierno por la mayor altura del sol y la mayor duración de los días. La latitud ejerce un control muy importante sobre

FIG. 1.11

Cantidad media de insolación recibida, según la latitud, en la capa superior de la atmósfera y en la superficie terrestre, durante el solsticio de junio.

la insolación, porque la situación geográfica de una región determina la duración del día y también la distancia que los rayos oblicuos del sol tienen que recorrer a través de la atmósfera. Sin embargo, los cálculos realizados demuestran que puede despreciarse este último efecto en las zonas árticas, a causa, aparentemente, de que el bajo contenido del aire en vapor limita la absorción troposférica La figura 1.11 indica que, en la parte superior de la atmósfera situada sobre el polo norte existe un máximo de insolación muy marcado en el solsticio de junio, a pesar de lo cual en la superficie se absorbe sólo un 30 % de esta radiación. Esto puede compararse con el promedio global del 45 % que es la cantidad de radiación solar absorbida en la superficie. La diferencia entre ambas cifras se explica por la gran cantidad de nubosidad que existe en verano sobre las zonas árticas, así como también por la gran reflectividad de la nieve y de las superficies de hielo. Este ejemplo ilustra la complejidad del balance de radiación y la necesidad de tener en cuenta la interacción de diversos factores. Un efecto especial observado en la recepción de radiación a diversas latitudes es que las temperaturas máximas de la superficie de la tierra no se registran en el ecuador/como sería de esperar, sino en los trópicos. Existe un cierto número de factores que hay que tener en cuenta. La migración aparente del sol en el cénit! 6S~relativamente rápida durante su paso sobre el ecuador, pero su velocidad disminuye a medida que se aproxima a los trópicos. Entre 6°N y 6°S los rayos del sol permanecen

Fig. 1.12 Cantidad anual de radiación procedente del sol en una superficie horizontal situada al nivel del mar, en kcal/cm2 año (según Budyko; de Sellen. 1965). Las cantidades máximas corresponden a los desiertos cálidos, en los que hasta un SO % de la radiación solar que anualmente penetra en la parte superior de la extraordinariamente limpia atmósfera alcanza el suelo.

casi verticales durante sólo 30 días de los equinoccios de primavera y otoño, por lo que no hay tiempo suficiente para almacenar calor en la superficie y originar altas temperaturas. Por el contrario, entre los 17,5° y los 23,5° de latitud los rayos del sol caen verticalmente durante 86 días consecutivos en el período del solsticio. Este período de mayor duración, junto con el hecho de que en los trópicos los días son más largos que en el ecuador, son la causa de que las zonas de máximo calentamiento estén más cerca de los trópicos que del ecuador. En el hemisferio norte este desplazamiento hacia el polo de la zona de máximo calentamiento viene acentuado por el efecto de la «continentalidad» (véase cap. 1, D.5); la relativa escasez de nubes y los cinturones subtropicales de alta presión constituyen un factor adicional. Los cielos despejados influyen mucho en la gran cantidad de radiación que reciben estas zonas a lo largo de todo el año (fig. 1.12). En la figura 1.12 se indica el resultado neto de estas influencias en términos de la radiación solar anual media sobre una superficie horizontal a nivel del suelo, y en la figura 1.13 en términos de las temperaturas diarias medias a la sombra. En los continentes; los valores más elevados se registran entre los 23°N y los 10°-15°S. En consecuencia, el «ecuador térmico» medio anual (es decir, la zona de máxima temperatura) está situado alrededor de los 5°N. A pesar de ello, las temperaturas superficiales medias de la tierra, reducidas a nivel del mar medio, están ampliamente relacionadas con la latitud (figs. 1.14 y 1.15). 5.

Efecto de la tierra y el mar

Otro importante control del efecto que produce la radiación- solar que llega a la tierra proveniente de las distintas maneras en que, la tierra y el mar son capaces desaprovecharla. Mientras el agua tiene una cierta tendencia a almacenar el calor que recibe, la tierra en contraste, lo devuelve rápidamente a la atmósfera. Son varias las razones de este hecho. Una gran parte de la insolación es reflejada hacia la atmósfera sin que produzca ningún calentamiento de la superficie de la tierra. La proporción depende del tipo de superficie (tabla 1.3). Para las superficies de tierra, el albedo oscila generalmente entre 8 % y 40 % de la radiación recibida. La cifra que corresponde a los bosques es del 9 al 18 %, según el tipo de árbol y la densidad del follaje (véase cap. 7, B); para la hierba es aproximadamente del 25 %; para las ciudades del 14 al 18 % y para la arena del desierto del 30. La nieve llana y recién caída puede reflejar hasta un 85 % de la radiación solar, mientras que la superficie del mar refleja muy poco, a menos que el ángulo de incidencia de los rayos del sol sea pequeño. Él albedo de una superficie de agua en calma es sólo del

Fig. 1.14 Temperaturas (°C) medidas a nivel del mar en enero. La posición del ecuador térmico se halla indicada aproximadamente por la línea de trazos

Fig. 1.13 Temperaturas máximas diarias medias (en C, a la sombra) (según Ransom, 1963).

Temperaturas a nivel del mar en julio (°C). La, líneas de trazos indican aproximadamente la posición del ecuador térmico.

Fig. 1.15

Fig. 1.16 Representación esquemática del espectro de energía de la radiación solar (en unidades arbitrarias) que penetra a través de la superficie del mar hasta profundidades de 0,1, 1, 10 y 100 m. Aparece ilustrada en este esquema la absorción de la radiación infrarroja por el agua y se indican también las profundidades a que penetra la radiación de la luz visible (de Sverdrup, 1945).

2 al 3 % para un ángulo de elevación solar que exceda los 60°, pero es más del 50 % cuando el ángulo es de 15°. La radiación solar absorbida en la superficie se determina a partir de las medidas de radiación incidente y del albedo (a). Puede expresarse en la forma (Ǫ + q) (1 - a) donde el albedo viene expresado en centésimas. Una superficie nevada absorberá tan sólo aproximadamente el 15 % de la radiación incidente, mientras que la cifra correspondiente al mar excede en general del 90 %. La mayor o menor facilidad, que tiene el mar para absorber el calor recibido depende tambien de su transparencia. Hasta un 20 % de la radiación llega a penetrar hasta los 9 m. La figura 1.16 da alguna información, acerca de la energía absorbida por el mar a distintas profundidades. Sin embargo, el calor absorbido por el mar es arrastrado hasta considerables profundidades por la mezcla turbulenta de las masas de agua debida a la acción de las olas y las corrientes. Por ejemplo, la figura 1.17 ilustra el calentamiento del mar del Norte en verano hasta una profundidad de

ya que no transmite el calor. Cuanto mayor es la humedad del suelo, mayor es su conductividad, ya que el agua rellena los poros de la tierra, pero si la humedad es demasiado elevada, aumenta la capacidad calorífica del suelo, con lo que se reduce su respuesta a la temperatura.Las profundidades relativas sobre las que tienen efecto las variaciones anuales y diurnas de temperatura en suelos húmedos y secos son las siguientes: Variación diurna

Variación anual

Suelo húmedo

0,5 m

9m

Arena seca

0,2 m

3m

Sin embargo, la variación real de temperatura es mayor en los suelos secos. Por ejemplo, en Sapporo, Japón, se observaron los valores siguientes de oscilación de la temperatura diurna durante días de verano despejados:

Superficie 5 cm 15 cm Fie. 1.17 Temperaturas medias de los 100 m superiores del mar del Norte, correspondientes a los meses de febrero, mayo, agosto y noviembre (de Lumb, 1961; derechos de la Corona reservados).

40 m. En un agua completamente estancada, la penetración anual de calor sería aparente tan sólo hasta unos 3 o 4 m. La diferencia de temperatura existente entre las superficies del suelo y el mar aparece reflejada en la figura 1.18 donde se representan la temperatura del suelo en Kaliningrado (Köningsberg) y las desviaciones de la temperatura del mar con respecto a la media anual, a diversas profundidades, en el golfo de Vizcaya. La transmisión de calor en el suelo se realiza casi totalmente por medio de la conducción y el grado de conducción varía con el contenido de humedad y la porosidad de cada sueloen particular. El aire es muy mal conductor y, por esta razón, un suelo que presente una superficie suelta y arenosa se calienta rápidamente durante el día,

Arena

Marga

Turba

Arcilla

40°C 20 7

33°C 19 6

23°C 14 2

21°C 14 4

La diferencia entre el modo de calentamiento de la tierra y del agua estriba también en el distinto «calor específico» de ambos cuerpos. El calor específico (c) de una sustancia puede ser representado por el número de unidades térmicas que son necesarias para elevar un grado (Celsius) la temperatura de una unidad de masa. En unidades cgs el calor específico del agua es de 1,0 cal/g °C (4,18 J/g °K). El calor específico del agua es mucho mayor que el de la mayoría de las sustancias comunes, por lo que el agua debe absorber una cantidad de energía para elevar su temperatura que es cinco veces mayor que la que necesita la misma misa de tierra seca. Así, para la arena seca c = 0,84 J/g °K (0,2 cal/g °C) Si se consideran unidades de volumen de agua y de suelo, la capacidad calorífica, pe, del agua, donde p = densidad (pe — 4,18 X 10" ]/ /m °K, o 1,0 cal/cm3 °C), es aproximadamente el triple de la de la arena (pe = 1,3 X 106 J/m3 °K, o 0,3 cal/cm3 °C) si ésta está seca y el doble si está húmeda. Cuando esta agua se enfría, se invierte la situación,

Fig. 1.18 Variación anual de temperatura a distintas profundidades del suelo en Kaliningrado (arriba) y del mar en el golfo de Vizcaya (aproximadamente 47° N y 12" O) (abajo), ilustrativas de la penetración de la energía solar hasta profundidades relativamente grandes en los océanos, contrariamente a lo que sucede en la tierra. En la figura inferior aparecen las desviaciones de temperatura con respecto a la media anual correspondientes a cada profundidad (de Geiger, 1965, y Sverdrup, 1945).

Fig.1.19 Regímenes de temperaturas anuales medias en varios climas y la relación con la insolación. Arriba Temperaturas en localidades de las latitudes medias marítimas (Atlantic City) y continentales (Concordia, Kansas). También se da una curva de la insolación representativa. Se han indicado en las curvas de temperatura puntos máximos y mínimos, que ilustran los retrasos respecto a la curva de insolación (datos de Trewartha; según Strahler, 1951). Abajo Regímenes de temperaturas anuales medías en Poona (monzónica), Brazzaville (ecuatorial), Stornoway (temperatura marítima) y Winnipeg (temperatura continental).

Fig. 1.20 Anomalías de la temperatura mundial (es decir. diferencia entre la temperatura registrada. [C] y la media correspondiente a aquella latitud) correspondiente, a enero (arriba) y julio (abajo), Las líneas continuas representan anomalías positivas y las de trazos las negativas

ya que entonces se desprende una gran cantidad de calor. Si se enfría tan sólo 0,1 °C una capa de agua de 1 m de espesor, desprenderá calor suficiente para elevar 10 °C la temperatura de una capa de aire de aproximadamente 30 cm de espesor. En este sentido, los océanos constituyen una eficaz reserva de la mayor parte del calor mundial. Del mismo modo, la evaporación del agua del mar ocasiona una gran pérdida de calor, ya que se necesita gran cantidad de energía para evaporar incluso una pequeña cantidad de agua (véase cap. 2, A). Estas diferencias entre la tierra y el mar contribuyen a dar origen al fenómeno que se conoce con el nombre de «continentalidad» la continentalidad implica, en primer lugar, que una superficie terrestre se calienta y se enfría mucho más rápidamente que una superficie oceánica. En la tierra, el desfase entre los períodos de insolación máxima y mínima y las temperaturas superficiales máxima y mínima es sólo de un mes, pero en el océano y en las estaciones costeras el desfase puede ser de hasta dos meses (fig. 1.19). En segundo lugar, las oscilaciones anuales y diarias de temperatura son menores en las estaciones costeras, que en las situadas tierra adentro. La figura 1.19 ilustra la variación anual de temperatura en Winnipeg y Stornoway, mientras que la figura 1.24C muestra las oscilaciones diarias registradas en zonas continentales y marítimas. Este fenómeno será descrito con mayor amplitud más adelante. Ejercer efecto de la continentalidad proviene de la distribución en el globo de tierras y mares. La escasez de mares en el hemisferio norte hace que los veranos de éste sean más cálidos, como promedio, que los del hemisferio sur y sus inviernos más rigurosos (22,4°C en verano contra 17,1 °C y 8,1°C en invierno contra 9,7°C). El calor almacenado en los océanos hace que éstos sean más cálidos en invierno y más frescos en verano que las tierras situadas a la misma latitud, aunque las corrientes marinas den lugar a alguna desviación de esta, regla, a nivel local. La distribución de las anomalías de temperatura de cada latitud en enero y julio (fig. 1.20) ilustra el significado de la continentalidad y también la influencia de las corrientes en invierno en el Atlántico norte y en el Pacífico septentrional (compárese con la figura 3.26). Hoy en día pueden estimarse las temperaturas marinas mediante el uso de la fotografía infrarroja desde satélites (véase cap. 1, E). La lámina 2 es una fotografía infrarroja tomada de noche de la costa sudeste de los Estados Unidos en la cual aparecen las temperaturas de la superficie marina en varias zonas sombreadas grises y en la que las áreas más oscuras representan la serpenteante Corriente del Golfo, relativamente cálida. A partir de este tipo de fotografías pueden elaborarse mapas de las temperaturas marinas como puede verse en la figura 1.21.

Fig. 1.21 Temperaturas de la superficie marina de la costa este de los Estados Unidos a las 9,00 horas radiomagnéticas del 15 de febrero de 1971, estimadas a partir de fotografías infrarrojas (véase lám. 2) Las cifras representan las temperaturas puntuales que fueron medidas mediante un radiómetro de barrido. En G se indican las aguas de la plataforma, más frías, (8°-14°C); las aguas intermedias de las laderas (H) tienen temperaturas superficiales de 14°-22°C; la superficie de la Corriente del Golfo (I) está a 26°-28°C y muestra fuertes gradientes de temperatura a lo largo de algunos de sus márgenes (I) (según Rao et al.; de WMO, 1973).

6. Efecto de la elevación y la topografía Cuando nos limitamos a considerar estos fenómenos a escala local, observamos que incluso las diferencias de elevación del terreno y la orientación de su superficie controlan de un modo sorprendente la cantidad de insolación recibida. Es evidente que ciertas vertientes están más expuestas al sol que otras y que las grandes elevaciones, que tienen una masa de aire por encima de ellas mucho menor (véase fig. 1.4) reciben con cielo despejado, una cantidad de insolación considerablemente mayor que las localidades situadas

la insolación teórica máxima recibida en dos lugares del hemisferio norte. Se aprecia claramente la influencia general de la latitud sobre las cantidades de insolación, pero puede observarse asimismo que al aumentar la, latitud la pérdida de insolación es relativamente mayor en las laderas orientadas al norte que en las orientadas al sur. La intensidad de radiación en una superficie inclinada (Is) es:

I3 = I0 cos γ donde γ — ángulo formado por el rayo de sol y la normal a la superficie. El relieve del terreno, puede influir también en la cantidad de insolación y en el tiempo de exposición al haz solar directo, cuando una barrera de montaña priva de sol durante ciertos momentos del día a los lugares situados en sus valles y laderas. En muchos valles alpinos puede apreciarse que la vida y los cultivos están concentrados notablemente en las vertientes orientadas al sur (ladera soleada), mientras que las vertientes orientadas al norte (ladera sombría) siguen pobladas de bosque. E. RADIACIÓN INFRARROJA DE LA TIERRA

Fig. 1.22 Promedio diario de la radiación solar directa (w/m2) incidente en la superficie, con cielo despejado, en Tréveris, Alemania Occidental, y Tucson, Arizona, en función de la pendiente, aspecto, hora del día y estación del año (según Geiger, 1965, y Sellers, 1965).

al nivel del mar. En las latitudes medias, la .intensidad de radiación solar incidente aumenta en promedio de un 5 a un 15 % por cada 1000 metros de elevación en la troposfera inferior. Por ejemplo, la diferencia entre lugares de los Alpes situados a 200 y 3000 metros puede ascender a 70 w/ /m2 en días estivales de cielo despejado. Sin embargo la pérdida neta de calor por radiación terrestre es también mucho mayor en las grandes elevaciones, porque la baja densidad del aire hace que se absorba menor cantidad de la radiación reflejada. El efecto general se complica invariablemente a causa de la mayor nubosidad asociada a las cadenas montañosas, por lo que resulta imposible generalizar a partir de los pocos datos de que se dispone actualmente. La figura 1.22 ilustra el efecto de la orientación y la pendiente sobre

La radiación procedente del sol llega a la tierra principalmente en forma de onda corta y sale de ella en forma de onda larga (véase figura 1.6). La emisión infrarroja de la superficie es ligeramente inferior a la de un cuerpo negro a la misma temperatura y, consiguientemente, la ecuación de Stefan (pág. 26) queda modificada por un coeficiente de emisividad (E) que generalmente tiene un valor entre 0,90 y 0,95, es decir, F = εσT4. La figura 1.6 muestra que la atmósfera absorbe más la radiación infrarroja (debido al efecto del vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono), excepto entre unos 8,5 y 13,0 µm: la «ventana atmosférica». La opacidad de la atmósfera frente a la radiación infrarroja, relacionada con su transparencia a la radiación de onda corta, se designa comúnmente como «efecto invernadero». Sin embargo, en el caso de un invernadero, el efecto del cristal es probablemente tan significativo en la reducción del enfriamiento por la restricción de la pérdida de calor por turbulencia como en la retención de la radiación infrarroja. Hay que poner de relieve que la radiación de onda larga no es meramente terrestre en sentido estricto. Las irradiaciones atmosféricas al espacio y las nubes son particularmente efectivas dado que éstos actúan como cuerpos negros. Por esta razón pueden hacerse mapas de la nubosidad y de la temperatura en las capas superiores de las nubes mediante satélites de día y de noche usando sensores de infrarrojos (véanse láms. 2 y 30).

PAG. 1.23 Ba1ance de la energía atmosférica total (datos de Budyko y otros). Los transportes se explican en el texto. Las líneas de trazo continuo indican energía ganada por la atmósfera y la superficie en e1 diagrama de la izquierda y por la troposfera en el diagrama de la derecha. Los intercambios están referidos a 100 unidades de radiación solar, que penetra por la parte superior de la atmósfera (igual a 0,5 cal/cm 2/min o 3 w/m2).

El enfriamiento por radiación de las capas de nubes tiene un promedio de 1,5°C diarios. F.

BALANCE DE CALOR DE LA TIERRA

Ahora podemos resumir el efecto neto de las transferencias de energía en el sistema atmosférico de la tierra como promedio para todo el globo y para un período de un año. La insolación incidente promedio para el globo es Constante solar ×πr2/4πr

2

2

donde r = radio de la tierra y 4πr es la superficie de la esfera. Esta cifra es aproximadamente de 340 W/m2,o 11 × 109J/m2 año (109 J = 1 GJ); por conveniencia la consideraremos como 100 unidades. Según la figura 1.23, la radiación incidente es absorbida en la estratosfera (4 unidades) principalmente por el ozono, y 20 unidades son absorbidas en la troposfera por el dióxido de carbono (1), el vapor de agua (13), el polvo (3) y las gotitas de agua de las nubes (3). Veintitrés unidades son reflejadas de vuelta al espacio desde las nubes que cubren aproximadamente un 55 % de la superficie terrestre como promedio. Otras 4 unidades son reflejadas de forma similar desde la superficie y 4 unidades son devueltas por disipación atmosférica. El total de radiación reflejada es el albedo planetario (31 % o 0,31). Las 45 unidades sobrantes alcanzan a la tierra ya sea directamente (24) o como radiación difusa (21) transmitida por medio de las nubes o por difusión descendente. E1 efecto difusor de las moléculas de aire y las partículas de polvo sóbrelas radiaciones de longitud de onda visible (luz azul == 0,4 µm, roja = 0,7 µm) es mayor con las longitudes de onda cortas, por lo que la luz del cielo aparece como de color azul. La configuración de la radiación terrestre saliente es completamente distinta (fig. 1.23). La radiación de cuerpo negro, asumiendo una temperatura media superficial de 288°K es equivalente a 113 unidades de radiación infrarroja (onda larga). Esto es posible debido a que la mayoría de la radiación saliente es reabsorbida por la atmósfera, como se ha descrito más arriba. Además, los intercambios de radiación infrarroja comprenden a todo el globo, mientras que la insolación afecta sólo al hemisferio iluminado por el sol. Únicamente unas, 6 unidades escapan a través de la ventana atmosférica directamente desde la superficie, pero la atmósfera irradia 63unidades al espacio, al mismo tiempo que rerradia casi el doble (97 unidades) de vuelta a la superficie (Ld)

Esta transferencia de radiación puede expresarse simbólicamente: Rn = (Ǫ + q) (1 - a) + Ln donde Rn — radiación neta, (Ǫ + q) = insolación global, a — albedo y Ln =radiación de onda larga neta. En la superficie Rn =29 unidades. Este superávit es llevado a la atmósfera por la transferencia turbulenta de calor sensible, o entalpia (6 unidades), y el calor latente (23 unidades). Rn = LE + H

Fig. 1.24 Curvas que muestran las variaciones anuales y diurnas de la energía radiante y la temperatura. A, Variaciones diurnas en la radiación solar absorbida y la radiación infrarroja en latitudes medias y bajas. B, Variaciones diurnas en la radiación neta y la temperatura del aire en las latitudes medias y bajas. C, Ordenes de temperatura anual y diurno como función de la latitud y la situación continental o marítima (de Paffen, 1967).

donde H = transferencia de calor sensible y LE = transferencia de calor latente. También existe un flujo de calor hacia el suelo (cap. 1, D.5), pero para los promedios anuales es aproximadamente de cero. La figura 1.23 resume los balances totales en la superficie (±142 unidades) y para la atmósfera (±60 unidades). El balance energético para el sistema completo tierra-atmósfera se estima que es de ± 7 GJ/m2 /año (± 66 unidades). Estas estimas aún son bastante aproximadas. Los satélites están proporcionando una «visión superior» de los intercambios de radiación (véanse láms. 3A y 3B) e indican un albedo planetario de sólo 0,29, que aparentemente es el resultado de la medición de una cubierta de nubes menor, particularmente sobre los océanos tropicales, del que ha sido determinado por observaciones terrestres. Sin embargo, aún deben resolverse algunas dudas. Las variaciones anuales y diurnas de la temperatura están directamente relacionadas con el balance de radiación local. Bajo cielos despejados, en las latitudes bajas y medias, el régimen diurno de intercambios de radiación generalmente presenta un máximo de radiación solar absorbida a mediodía (fig. 1.24A). La superficie calentada del suelo también emite un máximo de radiación infrarroja (de onda larga) (véase fig. 1.6) a mediodía, cuando está más caliente. La atmósfera vuelve a irradiar la radiación infrarroja hacia abajo, pero existe una pérdida neta en la superficie (Ln). La diferencia entre la insolación absorbida y Ln es la radiación neta, Rn; ésta es generalmente positiva entre aproximadamente una hora después de la salida del sol y una hora más o menos antes de la puesta de sol con un máximo a mediodía. El retraso en la aparición de la máxima temperatura del aire hasta aproximadamente las 14 hora local (fig. 1.24B) es causado por el calentamiento gradual de aire por transferencia convectiva desde el suelo. La mínima.se da al anochecer cuando el suelo aún está caliente; después hay un ligero, aumento. El descenso de temperatura después del mediodía es retardado por el calor suministrado por el suelo. El mínimo en la temperatura del aire se da poco después del alba debido al retraso en la transferencia de calor

de la superficie al aire. La configuración anual del balance de radiación y el régimen de temperaturas es muy parecida a la diurna. Existen unas variaciones latitudinales muy acusadas en las variación de temperatura anuales y diurnas. En general, la variación anual es máxima en las latitudes altas, con valores extremos a unos 65°N relacionados con los efectos de continentalidad en Asia y América del Norte. La variación diurna alcanza un máximo en los trópicos sobre áreas terrestres, pero es en la zona ecuatorial que la variación diurna de calentamiento y enfriamiento excede a la anual (fig. 1.24C) Desde luego, este fenómeno está relacionado con el pequeño cambio estacional en el ángulo de elevación solar en el ecuador. G. ENERGÍA ATMOSFÉRICA V TRANSPORTE HORIZONTAL DE CALOR Hasta aquí hemos descrito los gases y demás constituyentes de nuestra atmósfera y hemos dado alguna indicación acerca del intercambio calorífico en la tierra. Hemos hecho referencia ya a dos formas de energía: energía interna (o calor) debida ai movimiento de las partículas de aire y energía latente, desprendida por condensación del vapor de agua. Existen también otras dos importantes formas de energía: energía geopotencial, debida a la gravedad y a la altura sobre la superficie y energía cinética, asociada al movimiento, del aire. Las energías geopotencial e interna están relacionadas .entre sí, puesto que si se calienta una columna de aire no sólo aumenta su energía interna, sino también la geopotencial como consecuencia de la dilatación vertical. En una columna que alcance la parte superior de la atmósfera, la energía geopotencial es aproximadamente el 40 % de la energía interna. Por consiguiente, estas dos energías se suelen estudiar juntas, con el nombre de energía potencial total (PE). Para la totalidad de la atmósfera energía potencial ≃1024 Julios(5) (23,9 ╳ 1022 calorías) energía cinética ≃ 1020 Julios En un apartado posterior (cap. 3, E) estudiaremos cómo la energía pasa de una forma a otra, pero aquí basta con considerar la energía calorífica. Es evidente que la recepción de energía calorífica varía mucho según la geografía, y que este hecho puede conducir a grandes transmisiones laterales de energía a través de la superficie de la tierra. Muchas de las investigaciones meteorológicas actuales están orientadas hacia el estudio de estos intercambios, ya que es indudable que dan origen, por lo

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Véase Apéndice 4.

Fig. 1.25 Ilustración meridiana del equilibrio existente entre la radiación procedente del sol y la emitida por la tierra y la atmósfera (datos de Houghton; según Newell, 1964); las zonas de superávit y déficit constantes se mantienen en equilibrio por el transporte de energía hacia el polo (según Gabites).

menos de un modo indirecto, a las distribuciones de tiempo y clima observadas en el globo.. Las cantidades de energía recibidas en las distintas latitudes varían de un modo sustancial: por término medio, el ecuador recibe cada, año 2,5 veces más energía que los polos. Es evidente que si este proceso no se modificase de alguna manera, éstas diferencias de recepción ocasionarían una acumulación masiva de calor en los trópicos (con el correspondiente aumento de temperatura) y un déficit en los polos; Sin embargo, no parece que esto ocurra y la tierra, en conjunto, está aproximadamente en estado de equilibrio térmico, ya que es evidente que no existe región alguna que gane calor a expensas de otra. Algunos autores opinan que el Período Glacial constituyó una excepción a esta regla. Una explicación de este equilibrio podría ser el hecho de que existe un balance entre la energía recibida y la emitida en todas las regiones del mundo. Sin embargo, las observaciones efectuadas demuestran que no es así (fig. 1.25), ya que, mientras la radiación recibida varía apreciablemente con los cambios de latitud, siendo máxima en el ecuador y decreciendo hasta

un mínimo en los polos, la radiación emitida parece tener una distribución más uniforme con la latitud a causa de las variaciones algo menores de la temperatura atmosférica. Por lo tanto, es necesario buscar alguna otra explicación. 1. Transporte horizontal de calor

FIG. 1.26 A, Balance neto de radiación para la superficie terrestre de +76 kcal/cm2 año o 101 w/m2 (radiación entrante procedente del sol, 117 kcal/cm2 año o 156 w/m2 menos energía transmitida a la atmósfera en forma de radiación de onda larga, 41 kcal/cm2 año o 55 w/m2); para la atmósfera de —76 kcal/cm2 año o 101 w/m2 (radiación entrante procedente del sol, G3 kcal/cm2 año o 84 w/m2 menos energía saliente en forma de radiación de onda larga, 139 kcal/cm2 año o 185 w/m2) y para la totalidad del sistema tierra-atmósfera, cero (de Sellers, 1965). B, Distribución media anual según la latitud de los componentes del transporte de energía hacia el polo (en 1019 kcal/año; 1027 kw) en el sistema tierra-atmósfera (de Sellers, 1965).

Si se calcula la energía de radiación neta para la totalidad del sistema tierra-atmósfera, se observa que existe un balance positivo entre 35°S y 40°N, tal como aparece en la figura 1.24A. Puesto que los trópicos no se calientan ni las latitudes altas se enfrían de un modo progresivo, debe producirse constantemente una redistribución de energía térmica en el mundo, en forma de un movimiento continuo de energía desde los trópicos hacia los polos. De esta forma los trópicos ceden su exceso de calor Los valores latitudinales medios de los componentes del balance de calor y los polos no alcanzan condiciones de frío extremo. Si no se produjese este intercambio de calor en sentido meridiano, tan sólo se alcanzaría un equilibrio de energía de radiación si el ecuador fuese 14°C más cálido y el polo norte 25 °C más frío de lo que son ahora. Este transporte de calor hacia los polos es realizado por medio de la atmósfera y los océanos, y se estima que la primera transporta aproximadamente dos tercios del total. El transporte horizontal (advección de calor) tiene lugar tanto en forma de calor latente (es decir, vapor de agua que se condensa luego) como de calor sensible es decir, masas de aire caliente) (fig. 1.26B). Varía en intensidad según la latitud y la estación del año. La figura 1.26B muestra la contribución media anual a la transmisión del calor de los tres mecanismos. El coeficiente de transferencia máximo corresponde a la faja situada entre los 35° y los 45° de latitud en ambos hemisferios, aunque las distribuciones para cada componente difieren mucho de uno a otro. El transporte de calor latente, que tiene lugar casi por completo en los dos o tres kilómetros inferiores, es consecuencia de la existencia de cinturones hemisféricos de viento que se encuentran a ambos lados de las zonas subtropicales de alta presión (véase cap. 3, D). La más importante transmisión de calor sensible en sentido meridiano tiene un doble máximo no sólo en función de la latitud, sino también en un plano vertical, en el que existen máximos cerca de la superficie y a 200 mb aproximadamente. El transporte en altura es particularmente importante sobre la zona subtropical, mientras que el máximo primario latitudinal sobre los 50° a 60 °N está relacionado con las borrascas móviles del oeste. La intensidad del flujo de energía hacia los polos está estrechamente ligada al gradiente meridiano (es decir, de Norte a Sur) de temperatura. En invierno, este gradiente de temperatura es máximo y, por consiguiente,

Fig. 1.28 Distribución global delintercambio vectorial de calor latente, en kcal/cm2 (según Budyko 1962

Fig. 1.27 Distribución global de la radiación neta anual, en kcal/cm2 (según Budyko, 1962).

también lo es la circulación hemisférica de aire. La naturaleza de los complejos mecanismos de transporte se estudiará en el capítulo 3, E. Tal como indica la figura 1.26B, una parte muy significativa de la energía térmica que reciben los polos es transportada, en las latitudes baja por las corrientes, oceánicas. Realmente, las recientes estimas obtenidas mediante satélites del transporte total de energía hacia los polos requerido indican que las cifras previas son demasiado bajas. El transporte oceánico puede constituir el 47 % del total a 30-35°N y llega al 74 % a 20°N. Son especialmente importantes la corriente del Golfo y la de Kuro Shio. Como consecuencia de este factor, la ecuación del balance de energía para una zona oceánica debe expresarse en la forma Rn = LE + H + G + ∆A

FIG. 1.29 Distribución global del intercambio vertical de calor sensible, en kcal/cm2 (según Budyko. 1962).

donde ∆A = advección horizontal de calor debida a las corrientes y G = calor que se añade a o procede del almacenado en el agua. El promedio anual de este último es aproximadamente cero. 2.

Distribución de los componentes del balance de calor en el espacio

Los valores latitudinales medios de los componentes del balance de calor estudiados en el apartado anterior sufren grandes variaciones en el espacio. La figura 1.27 muestra la distribución global de la radiación neta anual. A grandes rasgos, su valor disminuye desde aproximadamente unos 25° de, latitud hasta los polos aunque como consecuencia de la considerable absorción de energía solar por el mar, la radiación neta es mayor sobre los océanos donde excede de 120 kcal/cm2 (o 160 w/m2) entre 15 y 20 ー que sobre las zonas continentales, donde es aproximadamente de 60 a 80kcal/cm2 (80-105 w/m2 en las mismas latitudes. La radiación neta es también bastante, menor en las zonas continentales áridas que en las húmedas, porque a pesar de que reciben mayor insolación debido a su cielo despejado, también la pérdida de radiación terrestre neta es más elevada. En las figuras 1.28 y 1.29 aparecen representados los transportes de calor sensible y latente hacia la atmósfera. En ambos mapas puede apreciarse que el flujo sobre los continentes tiene una distribución muy distinta a la del flujo sobre los océanos. La pérdida de calor por evaporación es máxima en las zonas oceánicas tropicales y subtropicales, donde excede de 120kcal/cm2/año (o 160 w/m2). Es menor cerca del ecuador, donde la velocidad del viento es algo más débil y el aire tiene una presión de vapor próxima a la saturación (véase capítulo 2, A). En la figura 1.28 se aprecia claramente que las corrientes cálidas principales aumentan considerablemente el coeficiente de evaporación. Sobre los continentes

la temperatura. La existencia de esta estructura ha sido confirmada por medio de los radiosondas (que suministran también datos acerca del viento) y de las investigaciones realizadas con ondas de la radio y, más recientemente, por medio de los vuelos de cohetes y satélites con sistemas de sondeo (láms. 3A y 3B). De un modo general, puede considerarse formada la, atmósfera (fig. 1.30) por tres capas relativamente calientes (la inmediata a la superficie, otra entre 50 y 60 km y la situada por encima de unos 120 km), separadas por dos capas relativamente frías (una entre 10 y 30 km y otra a unos 80 km). Los cortes de temperatura media correspondientes a enero y julio ilustran las considerables variaciones con la latitud y las tendencias estacionales que complican este esquema (figura 1.31). 1. Troposfera

Fig. 1.30 Distribución vertical generalizada de la temperatura y la presión hasta una altura de aproximadamente 110 km. Nótese especialmente la tropopausa y la zona de máxima concentración de ozono, sobre la que se encuentra una capa de aire caliente (basado en datos de Valley, 1965).

el transporte de energía es mayor en las regiones cálidas y húmedas. Es mínimo en las zonas áridas, a causa de la escasa precipitación y en las latitudes altas, donde existe poca energía disponible. El mayor intercambio de calor sensible tiene lugar en los desiertos tropicales, donde más de 60 kcal/cm2/año (80 w/m2) son transportadas hacia la atmósfera. En contraste con el calor latente, el flujo de calor sensible es generalmente débil sobre los océanos, donde alcanza tan sólo un valor de 20 a 30 kcal/cm2 (25-40 w/m2) en las zonas de corrientes cálidas. En realidad, también se dan valores negativos (transporte hacia el océano) allí donde las masas de aire cálidas procedentes de los continentes alcanzan las corrientes frías. H.

La capa inferior de la atmósfera recibe el nombre de troposfera. Es la zona en que los fenómenos de tiempo y la turbulencia atmosférica son más marcados y contiene el 75% de la masa molecular o gaseosa, total de la atmósfera y prácticamente todo el vapor de agua y todos los aerosoles. En general, la temperatura desciende con la altura a través de toda la capa de ritmo medio de unos 6,5 °C/km, y toda la zona suele estar coronada en la mayoría de lugares por una inversión de temperatura (es decir, una capa de aire relativamente cálido situada sobre otra de aire más frío) y en otros por un estrato isotermo con la altura. Por lo tanto, la troposfera es, en gran parte, un sistema cerrado, ya que la inversión actúa como una «tapadera» que limita la convección (véase cap. 2, E). Esta capa de inversión o «techo del tiempo» recibe el nombre de «tropo-pausa».6 Su altura no es constante ni en el espacio ni en el tiempo; Parece ser que la altura de la tropopausa en un punto cualquiera está relacionada con la temperatura y la presión a nivel del mar, las cuales a su vez están asociadas a factores de latitud, estación y cambios diarios de la presión atmosférica a nivel del suelo. Existen marcadas variaciones en la altura de la tropopausa a través de distintas latitudes (fig. 1.31): tiene una elevación de unos 16 km en el ecuador, donde el calentamiento vertical y la turbulencia vertical convectiva son muy elevados, y de sólo 8 km en los polos. Los gradientes meridianos de temperatura en la atmósfera son, a grandes rasgos, paralelos en verano y en invierno, y lo mismo ocurre

LAS CAPAS ATMOSFÉRICAS

La atmósfera puede ser dividida convenientemente en un cierto número de capas horizontales bastante marcadas, basándonos principalmente en

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Según la definición oficial, la tropopausa es el nivel más bajo en que el gradiente desciende a menos de o igual a 2°C/km (en el supuesto de que el gradiente, medio de la capa superior de 2 km no exceda de 2°C/km).

con las tropopausas (fig. 1.31) y el fuerte gradiente inferior de temperatura en la troposfera de las latitudes medias aparece reflejado en las fallas de la tropopausa (véase también fig. 3.20). En estas zonas pueden tener lugar importantes intercambios entre la troposfera y la estratosfera y viceversa. Los indicios de vapor de agua penetran probablemente en la estratosfera por este medio y al mismo tiempo, el aire estratosférico seco y rico en ozono puede ser arrastrado hacia abajo, hacia la troposfera de las latitudes medias. Por ejemplo, en la parte posterior de los sistemas de baja presión de latitudes medias, donde se observan concentraciones de ozono superiores a las normales, la tropopausa suele ser baja. Ambos hechos son probablemente la consecuencia de una subsidencia estratosférica que calienta la parte inferior de la troposfera y origina la transmisión de ozono hacia abajo. 2. Estratosfera

Fig. 1.31 Vientos zonales medios (líneas continuas; valores expresados en nudos; los valores negativos corresponden a vientos del Este) y temperaturas (en grados Celsius, líneas de trazos); en esta configuración puede apreciarse la rotura de la tropopausa en las proximidades de la corriente en chorro de Ferrel (según Boville; de Haré, 1962). El término «¡vientos del oeste de Ferrel» fue propuesto por F, K. Hare en honor de W. Ferrel (véase pág. 174). Las líneas gruesas indican inversiones del gradiente vertical de temperaturas de la tropopausa y la estratopausa.

La segunda de las grandes capas atmosféricas es la estratosfera, que se extiende desde la tropopausa hasta unos 50 km. Aunque la estratosfera contiene la mayor parte del ozono atmosférico (su densidad es máxima a unos 22 km), las temperaturas máximas asociadas a la absorción de la radiación ultravioleta del sol por el ozono no se alcanzan hasta que se llega a los niveles superiores de mayor exposición, que constituyen la «estratopausa», en la que pueden registrarse temperaturas superiores a los 0°C (fig. 1.31). En ella la densidad del aire es mucho menor, de forma que incluso una absorción limitada produce un gran aumento de temperatura. En verano la temperatura aumenta con la altura de una manera bastante general, encontrándose el aire más frío en la tropopausa ecuatorial. En invierno la estructura es algo más complicada, registrándose temperaturas muy bajas, de unos —80°C como promedio, en la tropopausa ecuatorial, que es la más elevada durante esta estación. También se encuentran estas temperaturas tan bajas en la estratosfera media a gran altura, mientras que por encima de los 50-60°N existe una región notablemente cálida en condiciones casi isotermas de — 45°C a — 50°C. La atmósfera se ve afectada por marcados cambios de temperatura, con la estación. La fría estratosfera invernal de la «noche polar» experimenta espectaculares «calentamientos repentinos», que van asociados a una subsidencia debida a los cambios de circulación a finales de invierno o al comienzo de la primavera, cuando las temperaturas, a unos 25 km, pueden saltar de —80°C a —40°C en un intervalo de dos días. El enfriamiento otoñal es un proceso más gradual. Investigaciones recientes realizadas en la estratosfera tropical han revelado que existe un régimen de vientos casi bianual (de 26 meses) con vientos del Este en la capa que se extiende entre los 18 y los 30 km y que duran de 12 a 13 meses, seguido por

otro de vientos del Oeste que dura un periodo semejante de tiempo. Este cambio empieza primero en los niveles altos y tarda unos 12 meses en descender de los 30 a los 18 km (10 a 60 mb). El averiguar hasta qué punto estos fenómenos que tienen lugar en la estratosfera están relacionados con los cambios de circulación y temperatura en la troposfera constituye uno de los problemas más importantes de la investigación meteorológica actual. Sin embargo, se cree que, si existe alguna relación, debe ser muy compleja, ya que de otra manera / se habría hecho ya evidente. 3. La atmósfera superior a. Mesosfera. Por encima de la estratopausa, las temperaturas medias descienden hasta alcanzar un mínimo de unos —90°C alrededor de los 80 km. Esta capa se conoce comúnmente con el nombre de mesosfera aunque es preciso hacer constar que la terminología que se emplea para la atmósfera superior no tiene todavía aceptación universal. De hecho, algunos autores designan con el nombre de mesosfera la capa situada entre 20 y 80 km. Por encima de los 80 km, las temperaturas empiezan a aumentar de nuevo con la altura y esta inversión se designa con el nombre de «mesopausa». Es en esta región, en las altas latitudes, donde se observan las «nubes luminosas» durante las noches de verano. Al aparecer, su presencia se debe a partículas de polvo meteórico que actúan como núcleos para la formación de cristales de hielo cuando pequeñas cantidades de vapor de agua son arrastradas hacia arriba por la convección a alto nivel ocasionada por el descenso vertical de temperatura en la mesosfera. La presión es muy baja en la mesosfera y desciende desde aproximadamente 1 mb a 50 km hasta 0,01 mb a 90 km. b. Termosfera. Más allá de la mesopausa, las densidades atmosféricas son extremadamente bajas, aunque existe todavía una tenue atmósfera, por encima de los 250 km, capaz de ofrecer resistencia a los vehículos espaciales. La parte inferior de la termosfera se compone principalmente de nitrógeno (N2) y oxígeno tanto en forma molecular (O2) como atómica (O), mientras que por encima de los 200 km predomina el oxígeno atómico sobre el nitrógeno (N2 y N). Las temperaturas aumentan con la altura a causa de la absorción de radiación ultravioleta por el oxígeno atómico; es probable que se acerquen a 1200°K a 350 km, pero estas temperaturas son esencialmente teóricas. Por ejemplo, los satélites artificiales no alcanzan tales temperaturas a causa del enrarecimiento del aire. Las «temperaturas» en la termosfera superior y la exosfera experimentan amplias variaciones diurnas y estacionales. Son mayores durante

el día y también más altas durante un máximo de las manchas solares, a pesar de que los cambios sólo son representados en las velocidades cambiantes de las moléculas de aire dispersas. Por encima de los 100 km, la atmósfera se ve afectada progresivamente por rayos X y radiación ultravioleta procedentes del sol, que causan ionización o carga eléctrica al arrancar electrones cargados negativamente de los átomos de oxígeno y moléculas de nitrógeno, dejando al átomo o molécula con una carga positiva neta (un ion). La aurora boreal y la aurora austral se originan por la penetración de partículas ionizadas a través de la atmósfera desde unos 300 a unos 80 km, especialmente en las zonas situadas a 20° o 25° de latitud de los polos magnéticos terrestres. Algunas veces, sin embargo, las auroras pueden aparecer a alturas de hasta unos 1000 km, demostrando la gran extensión de la atmósfera enrarecida. El término «ionosfera» se emplea generalmente para designar las capas de la atmósfera que están situadas por encima de los 80 km, aunque a veces se emplea sólo para designar la región de gran densidad de electrones, situada entre los 100 y los 300 km. En vista de esas distintas designaciones, parece preferible evitar confusiones, empleando la terminología que hemos adoptado aquí. c. Exosfera y magnetosfera. La base de la exosfera se encuentra entre unos 500 y 750 km. En ella dejan de cumplirse las leyes de los gases (véase cap. 1, B) y la tenue atmósfera está formada por átomos de oxígeno, hidrógeno y helio (de los cuales aproximadamente un 1 % están ionizados). Los átomos neutros de helio e hidrógeno, que tienen un peso atómico bajo, pueden escapar hacia el espacio, puesto que la posibilidad de colisiones moleculares que los desvíen hacia abajo se hace cada vez menor a medida que aumenta la altura. El hidrógeno es sustituido por el procedente de la descomposición del vapor de agua y del metano (CH4) cerca de la mesopausa, mientras que el helio es producido por la acción de los rayos cósmicos sobre el nitrógeno y por desintegración lenta, pero constante, de los elementos radiactivos de la corteza terrestre. La frecuencia de partículas ionizadas va aumentando a través de la exosfera y más allá de los 200 km, en la magnetosfera, sólo hay electrones (cargados negativamente) y protones (cargados positivamente). Estas partículas cargadas están concentradas en dos zonas, a unos 3000 y 16 000 km aproximadamente (conocidas con el nombre de cinturones de «radiación» de Van Allen), aparentemente como consecuencia de la captura por el campo magnético terrestre. Las partículas de alta energía son emitidas por el sol en una corriente llamada viento solar. La magnetosfera tiene una cola extendida en el lado de la tierra más alejado del sol, pero en el lado que da al sol es comprimida por el viento solar a una distancia de

aproximadamente diez veces el radio terrestre (57 000 km) La investigación detallada de estas dos zonas fue posible a partir de 1958, gracias a los satélites, pero el estudio de este límite exterior cae dentro del dominio de la «magnetohidrodinámica». A pesar de ello, las alteraciones de estas regiones superiores de la atmósfera causadas por manchas solares pueden tener un significado meteorológico a niveles inferiores. A una altura de 80 000 km aproximadamente, es probable que la atmósfera terrestre se mezcle con la del sol, pero incluso las definiciones adecuadas de atmósfera, viento y temperatura son inciertas en estas regiones. 1.

VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA CON LA ALTURA

En el apartado anterior se han descrito, de manera general, las características del perfil vertical de temperaturas en la atmósfera, pero es necesario examinar ahora con más detalles algunas de las propiedades del gradiente de temperatura en los niveles bajos. Los gradientes verticales de temperatura vienen determinados en parte por los intercambios de energía y en parte por el movimiento vertical del aire. Los diversos factores interaccionan en forma bastante compleja. La energía proviene del desprendimiento de calor latente por condensación (cap. 1, D), del enfriamiento del aire por radiación y del calor sensible procedente del suelo. La advección horizontal de temperatura puede ser también importante. El movimiento vertical depende del tipo de sistema isobárico. Las áreas de altas presiones están generalmente asociadas al descenso y calentamiento de grandes capas de aire, que hacen descender el gradiente de temperatura y ocasionan inversiones en la troposfera inferior. En contraste los sistemas de bajas presiones están asociados al aire que se eleva y se enfría por expansión, incrementando el gradiente de temperatura. Esto es sólo una parte de los hechos, puesto que existe un factor adicional, la humedad, que los complica aún más (véase cap. 2, E). Sin embargo, lo que sí es cierto es quela parte media y superior de la troposfera está relativamente fría por encima de un área superficial de bajas presiones por lo que el gradiente de temperatura es más abrupto El descenso general de la temperatura con la altura o «gradiente vertical de temperatura con la altura» en la troposfera es, tal como se ha indicado, de unos 6,5°C/km. Sin embargo, esta cifra no es constante en modo alguno, ya que varía con la altura, la estación del año y la situación. Los valores medios globales calculados por C. E. P. Brooks para julio muestran que el gradiente vertical de temperatura aumenta con la altura: 5°C/km en los 2 km inferiores, 6°C/km entre 4 y 6 km y 7°C/km entre 6 y 8Km. Estos valores son generalmente menores en invierno y en las zonas continentales, tales como

Fig. 1.32 Variación anual del gradiente en cinco zonas climáticas (de Hastenrath. 1968) 1. Clima tropical húmedo (Togo). 4. Clima de las latitudes medias, con 2. Desierto tropical (Arizona). inviernos fríos (Alemania septentrional.) 3. Mediterráneo (Sicilia). 5. Continental boreal (Siberia oriental).

Canadá central o Este de Siberia, pueden ser incluso negativos (es decir, que las temperaturas aumentan con la altura en la capa inferior), como resultado de un excesivo enfriamiento por radiación sobre una superficie nevada] (figura 1.32). Un efecto similar es común en las hondonadas de las montañas, en las que el aire frío y denso se desliza a lo largo de las laderas

Tabla 1.4 Gradientes de temperatura en los 1000-1500 metros inferiores (Según Lautensach y Bögel) Clima Estación GraEstación Grade máximo diente de diente °C/km mínimo °C/km Tropical húmedo Estación >5 Estación >4,5 Desiertos tropicales y subtro- seca >8 de las >5 picales Verano >5 lluvias <5 Mediterráneo Invierno >6 Invierno 0-5 Latitudes medias (inviernos Verano >5 Verano <0 fríos) Verano Invierno <0 ≤0 Continental boreal Verano Invierno Ártico Invierno y se acumula al fondo de las mismas en las noches claras y serenas. En tales ocasiones, la temperatura de la cumbre de la montaña puede ser varios grados más elevada que la de la base (véase capítulo 3, B.2). Por esta razón, el ajuste de las temperaturas medias dé las estaciones situadas en zonas elevadas, a las condiciones reinantes a nivel del mar puede conducir a resultados erróneos. Las observaciones realizadas en Pike's Peak, Colorado (4301 metros) y en Colorado Springs (1859 metros) indican que el gradiente medio es de 4,1°C/km en invierno y de 6,2°C/km en verano (!). Es preciso hacer notar, sin embargo, que estos gradientes topográficos guardan a veces escasa relación con los gradientes correspondientes al aire libre en condiciones de radiación nocturna, por lo que debe distinguirse cuidadosamente uno del otro. En la tabla 1.4 se resumen las principales características estacionales de los gradientes en seis zonas climáticas principales y en la figura 1.32 se ilustran ejemplos de cinco de ellos. El régimen estacional es muy pronunciado en las zonas continentales con inviernos fríos mientras que las inversiones persisten durante la mayor parte del año en el ártico. Durante el invierno, la inversión del ártico es debida al intenso enfriamiento por radiación, pero en verano es consecuencia del enfriamiento por contacto con la superficie, del aire más cálido recibido por advección. El gradiente de invierno es superior al de verano tan sólo en los climas mediterráneos. En estas regiones la probabilidad de que en invierno se eleve el aire asociado a las zonas de bajas presiones es mayor. Por el contrario, la subsidencia predomina en las zonas de desierto en invierno. Los desiertos tropicales y subtropicales tienen gradientes muy abruptos en verano, cuando la superficie transfiere una considerable cantidad de calor y existe generalmente movimiento ascendente.

RESUMEN La atmósfera es una mezcla de gases con proporciones constantes hasta los 80 km o más. Las excepciones las constituyen el ozono, que está concentrado en la estratosfera inferior y el vapor de agua en la troposfera inferior. El dióxido de carbono es el gas atmosférico principal en cuanto a variación en el tiempo — aumentando en este siglo debido a la quema de combustibles fósiles. El aire es muy compresible, de forma que la mitad de su masa se halla en los 5 km inferiores y la presión disminuye logarítmicamente con la altura desde un valor promedio a nivel del mar de 1013 mb. Casi toda la energía que afecta a la tierra deriva de la insolación, que es de onda corta (< 4u.m) debido a las altas temperaturas del sol (6000°K) (es decir; la ley de Wien). La constante solar tiene un valor de aproximadamente 1,36 kw/m2. Tanto el sol como la tierra irradian casi como cuerpos negros (ley de Stefan, F — σT4) mientras que con los gases atmosféricos no sucede lo mismo. La radiación terrestre, de un cuerpo negro equivalente, sólo totaliza unos 0,13 kw/ms dada su baja temperatura de radiación (263°K) y es radiación infrarroja (de onda larga) entre 4 y 100 µm. El vapor de agua y el dióxido de carbono son los principales gases absorbentes de radiación infrarroja, mientras que la atmósfera es muy transparente a la radiación solar (el efecto invernadero). La insolación se pierde por reflexión, principalmente desde las nubes, y por absorción (mayormente por el vapor de agua). El albedo del planeta es del 31 %; el 45 % de la radiación extraterrestre alcanza la superficie. La atmósfera es calentada en primer lugar desde la superficie por absorción de radiación terrestre infrarroja y por transferencia turbulenta de calor. La temperatura generalmente disminuye con la altura a una tasa promedio de unos 6,5°C/km en la troposfera. En la estratosfera y la termosfera aumenta con la altura a causa de la presencia de gases absorbentes. El exceso de radiación neta en las latitudes bajas conduce a un transporte de energía hacia los polos desde las latitudes tropicales por las corrientes oceánicas y por la atmósfera. Este es en forma de calor sensible (masas de aire caliente/agua oceánica) y de calor latente (vapor de agua atmosférico). La temperatura del aire en cualquier punto es afectada por la radiación solar entrante y otros intercambios de energía verticales, las propiedades superficiales (pendiente, albedo, capacidad calorífica), la distribución y elevación de la tierra y los mares, y también por la advección horizontal debida a los movimientos de las masas de aire y las corrientes oceánicas.

2 Humedad atmosférica La humedad- terrestre está en un .constante estado de transformación, que se denomina «ciclo hidrológico» y cuyas tres fases más importantes son evaporación, condensación y precipitación; La figura 2.1 indica las cantidades medias anuales de agua correspondientes a cada fase del ciclo y pone de relieve que la atmósfera contiene sólo una cantidad de agua muy pequeña, aunque los intercambios con la tierra y los océanos son considerables. Este hecho puede apreciarse aún mejor en la tabla siguiente: Tabla 2.1 Contenido medio de agua de la atmósfera (en cm de equivalente de lluvia) (Según Sutcliffe, 1956) Hemisferio Hemisferio sur norte Enero Julio

1,9 3,4

2,5 2,0

Mundial 2,2 2,7

La cantidad media de agua almacenada en la atmósfera (2,5 cm aproximadamente) bastaría solapara unos 10 días de lluvia sobre toda la tierra. Sin embargo, el intensó aporte (horizontal) de humedad en el aire situado sobre una determinada región hace posible que se produzcan totales de lluvia a corto plazo superiores a 2,5 cm. En marzo de 1952 cayó durante 24 horas en la isla de la Reunión, situada cerca de Madagascar, la asombrosa cantidad total de 187 cm y durante períodos más cortos se han observado intensidades mucho mayores (véase cap. 2, 1.1).

Fig. 2.1 Ciclo hidrológico y reserva de agua del globo. Los intercambios del ciclo están referidos a 100 unidades, equivalentes a la precipitación media anual en el globo, cuyo valor es de 85,7 cm. Las cifras relativas al almacenamiento correspondientes al agua de la atmósfera y de los continentes representan porcentajes de toda el agua dulce. El agua salada de los océanos constituye el 97 % de toda el agua (de More, 1967). La advección horizontal de vapor de agua indica la transferencia neta. La humedad de la .atmósfera aumenta por la evaporación del agua de los océanos, lagos, ríos y del suelo mojado, o por la humedad que transpiran las plantas. (Considerados en conjunto, todos estos fenómenos se designan con el nombre de «evapotranspiración» y a continuación se da una explicación detallada de los diferentes mecanismos que intervienen en la misma. A. EVAPORACIÓN La evaporación tiene lugar siempre que se comunica energía a una superficie capaz de evaporarse si la presión de vapor del aire está por debajo del valor correspondiente a la saturación (es). Tal como se ha detallado en la figura 1.5, la presión de vapor de saturación aumenta con la temperatura. El cambio de estado de Líquido a vapor requiere energía que se

emplea para vencer la atracción intermolecular de las partículas de agua. Esta energía se obtiene generalmente absorbiendo calor de los cuerpos situados en las proximidades, lo que origina una pérdida aparente de calor («calor latente»), como se vio en la pág. 33, y el consiguiente descenso de temperatura. El calor latente de vaporización necesario para evaporar 1 g de agua a 0°C es de (600 cal y a 100 °C de 540).Inversamente, durante la condensación se desprende este calor y la temperatura de una masa de aire que se está condensando aumenta a medida que el vapor de agua pasa al estado líquido. La humedad del aire atenúa la oscilación diurna de temperatura, porque durante el día se produce evaporación y durante la noche condensación. Considerada desde otro punto de vista, la evaporación implica un aumento de la energía cinética de cada una de las moléculas de agua, y, a medida que aumenta su velocidad, se hace mayor la posibilidad de que algunas moléculas de la superficie escapen hacia la atmósfera. Puesto que las moléculas más rápidas serán generalmente las primeras en escapar, la energía media (y, por lo tanto, la temperatura) de las que constituyen el líquido restante disminuirá y las cantidades de energía necesarias para que sigan escapando moléculas serán por consiguientes mayores. De este modo, la evaporación hace disminuir la temperatura del líquido restante en cantidad proporcional al calor latente de vaporización La velocidad de evaporación depende de un cierto número de factores de los cuales los dos más importantes son la diferencia entre la presión de vapor de saturación en la superficie del agua y la presión de vapor del aire, y el suministro continuo de energía hacia la superficie. La velocidad del viento puede afectar también a la velocidad de evaporación, porque el viento va asociado generalmente a la entrada de aire frío y no saturado, que absorberá toda la humedad existente La pérdida de agua que experimentan las superficies de las plantas, principalmente las hojas, es un proceso muy complejo, que recibe el nombre de «transpiración» tiene lugar cuando la presión de vapor en las células de la hoja es mayor que la presión de vapor atmosférica esta función es de vital importancia, ya que produce la subida desde el suelo de productos nutritivos para la planta y refresca las hojas. Las células de las raíces de la planta pueden ejercer una presión osmótica de hasta unas 15 atmósferas sobre las capas de agua situadas entre las partículas adyacentes del suelo. Sin embargo, a medida que estas películas de agua del suelo se contraen, aumenta la tensión en su interior. Si la presión de las películas del suelo excede a la presión osmótica de la raíz, se rompe la continuidad en el suministro de agua a la planta y ésta se marchita. La transpiración está controlada por los factores atmosféricos que determinan la evaporación, así como también por factores relativos a la planta,

Fig. 2.2 Instalación de un evapotranspirómetro destinado a calcular las posibles pérdidas por evapotranspiración. La doble instalación permite promediar los dos resultados que deben obtenerse, con lo que las medidas son más fidedignas (de Ward, 1963). tales como la etapa de crecimiento en que se halla, la superficie de la hoja y su temperatura, y también por la cantidad de humedad del suelo (véase cap. 7, C.2). Tiene lugar principalmente durante el día, cuando los estomas (es decir, los pequeños poros de las hojas), a través de los cuales se produce la transpiración, están abiertos. Esta abertura de los estomas viene determinada principalmente por la intensidad de la luz. Como es natural, la transpiración varía enormemente con la estación del año, y durante los meses de invierno en las latitudes medias la pérdida por transpiración de las coníferas es sólo de un 10 a un 18 % de su total anual, mientras que la de los árboles de hoja caduca es inferior al 4 %. En la práctica resulta difícil distinguir entre el agua evaporada del suelo, la «humedad retenida» que permanece en la superficie de las plantas después de una precipitación y que se evapora a continuación, y la transpiración. Por esta razón, a veces se designan todas con el nombre de evaporación o, más correctamente, puede usarse el término «evapotranspiración» Las pérdidas por evapotranspiración que tienen lugar en las superficies naturales no pueden ser medidas directamente. Existen, sin embargo, diversos métodos indirectos para su valoración, así como también fórmulas teóricas. Un sistema aproximado de medición indirecta es el que se basa en la ecuación del balance de humedad: Precipitación = Pérdida + Evapotranspiración + Almacenamiento de humedad en el suelo Esencialmente, el método consiste en medir la filtración a través de una porción aislada de suelo cubierta de vegetación (generalmente, hierba),

y en registrar la lluvia que cae sobre el mismo. El bloque, que recibe el nombre de «lisímetro», se pesa regularmente, de manera que los cambios de peso que no son producidos por la lluvia o por pérdidas pueden ser atribuidos a pérdidas por evapotranspiración en el .supuesto de que la hierba se conserve corta. Esta técnica permite determinar la cantidad de evapotranspiración correspondiente a cada día. Si el bloque de suelo está «irrigado» de manera regular, de modo que la cubierta de vegetación produzca la máxima evapotranspiración posible, la pérdida de agua recibe el nombre de «evapotranspiración potencial» (o PE)7. Suponiendo que el almacenamiento de agua en el suelo es constante, la evapotranspiración potencial se calcula como la diferencia entre la precipitación y la filtración. Una instalación sencilla de evapotranspirómetro aparece en la figura 2.2; la colocación de un depósito doble asegura que las lecturas efectuadas sean representativas. La evapotranspiración potencial constituye la base de un sistema de clasificación climática desarrollado por C. W. Thornthwaite (véase apéndice I). Los métodos teóricos para determinar las velocidades de evaporación han seguido dos enfoques distintos. El primero relaciona la evaporación mensual media (E) de grandes masas de agua con la velocidad media del viento (u) y la diferencia media de presión de vapor entre la superficie del agua y el aire (ew — ed) de la forma siguiente: E = Ku(ew — es) donde K es una constante empírica. Este enfoque se llama aerodinámico porque tiene en cuenta los factores que eliminan vapor de la superficie del agua. El segundo método se basa en el balance de energía. La cantidad neta de radiación solar y terrestre en la superficie (Rn) se emplea en la evaporación (E) y conducción del calor hacia la atmósfera (H), con excepción de una pequeña parte que calienta el suelo durante el día, pero, como casi todo se pierde durante la noche, puede ser despreciado. Por lo tanto: Rn = LE + H donde L es el calor latente de vaporización (2,5 X 106 J/kg). Rn puede medirse con un radiómetro neto y la relación H/LE = β, llamada tasa de Bowen, puede ser estimada midiendo la temperatura y el contenido en vapor de agua a dos niveles cercanos a la superficie. β alcanza valores desde <0,1 para el agua hasta de ≥ 10 para la superficie del desierto. 7

PE puede ser definido de un modo más general como la pérdida de agua correspondiente a la energía disponible.

El uso de esta relación se hace asumiendo que las transferencias verticales de calor y de vapor de agua por turbulencia tienen lugar con igual eficacia. La evaporación se determina a partir de una expresión de la forma

Los instrumentos para la medición de la transferencia vertical de calor y vapor de agua ya han sido desarrollados, pero en el momento presente se usan principalmente en la investigación. El método más satisfactorio que se conoce hasta el momento combina el balance de energía y los enfoques aerodinámicos. De este modo, H. L Penman consiguió expresar las pérdidas por evaporación en función de cuatro elementos meteorológicos que se miden regularmente, por lo menos en Europa y en América del Norte. Son la duración de la luz solar (relacionada con la cantidad de radiación), la temperatura media del aire, la humedad media del aire y la velocidad media del viento (que limita las pérdidas de calor y vapor de la superficie). Los efectos relativos de los diversos factores mencionados aparecen ilustrados en la distribución global de evaporación (fig. 2.3). Las pérdidas disminuyen de un modo brusco en las altas latitudes, en las que hay poca energía disponible. En las latitudes medias, y bajas hay diferencia apreciables entre la tierra y el mar (fig. 2.4B). Las cifras más altas corresponden, naturalmente, a los océanos, a causa de la enorme cantidad de agua existente en ellos, y, considerando las diversas estaciones del año, las cifras más altas corresponden al invierno sobre el Oeste del Pacífico y del Atlántico, donde el aire continental frío fluye sobre corrientes oceánicas cálidas. En un año entero las pérdidas oceánicas máximas tienen lugar aproximadamente entre 15° y 20°N y 10° y 20°S en el cinturón de los vientos alisios. Las mayores pérdidas anuales, que se estima son de unos 200 cm, se producen en el Pacífico occidental y en el centro del océano Indico cerca de los 15°S (cf. fig. 1.28; 100 kcal/cm2 equivalente a una evaporación de 170 cm de agua/cm2). Existe un mínimo subsidiario ecuatorial sobre los océanos, principalmente como resultado de la menor velocidad del viento en el cinturón de calmas ecuatoriales y de la proximidad del vapor de agua del aire a su punto de saturación, pero el máximo en tierra se produce más o menos en el ecuador a causa de la radiación solar relativamente alta y de las elevadas pérdidas por transpiración de la abundante vegetación de esta zona. El máximo secundario sobre la tierra en las latitudes medías está relacionado con los fuertes vientos dominantes del Oeste. El resto de la figura 2.4, que se ha incluido aquí para facilidad de comparación, será estudiado en secciones posteriores.

Fig. 2.5 Balance medio anual de humedad correspondiente a estaciones meteorológicas del Oeste, Centro y Este de Gran Bretaña, determinado según el método de Thornthwaite (de Howe, 1956). La evaporación anual en Gran Bretaña, calculada por medio de la fórmula de Penman, oscila entre unos 38 era en Escocia y unos 50 cm en lugares del Sur y Sudeste de Inglaterra. La evapotranspiración potencial anual, determinada por el método de Thornthwaite (que se basa en la temperatura media) es superior a 64 cm en la mayor parte del Sudeste de Inglaterra. Puesto que esta pérdida está concentrada en el período comprendido entre mayo y septiembre, puede haber déficits estacionales de agua de 12 a 15 cm en dichas partes del país (como aparece ilustrado en la fig. 2.5 para la región extremo sur), por lo que los agricultores necesitan emplear gran cantidad de agua para el riego. La figura 2.6 indica que en el Sur y Sudeste de Inglaterra es necesario regar nueve de cada diez años durante los seis meses de verano (abril-septiembre), suponiendo que la cosecha pueda extraer 6,4 cm de humedad del suelo. B.

HUMEDAD

1. Contenido de humedad

Fig. 2.4 Distribución media anual según la latitud de: (A) la precipitación (en milímetros), (B) la evaporación (en milímetros) y (C) el transporte meridiano de vapor de agua (en 1015 kg) (en su mayor parte, de Sellers, 1965).

Aparte la presión de vapor, existen diversas maneras de indicar el contenido de humedad de la atmósfera, según el aspecto que el usuario desee poner de relieve. La masa total de agua de un determinado volumen de aire, es decir, la densidad del vapor de agua, es uno de estos índices. Recibe el nombre de «humedad absoluta» (10) y se mide en gramos por

Fig. 2.7 Variación vertical media del contenido de vapor de agua de la atmósfera en Portland, Maine, entre 1946 y 1955 (datos de Reitan, 1960).

Fig. 2.6 Número medio de años (sobre 10) en que la irrigación es teóricamente necesaria para los cultivos en Inglaterra y Gales, según la fórmula de Penman (de Pearl y otros, 1954, derechos de la Corona reservados).

metro cúbico (g/m3). Las medidas volumétricas no son muy empleadas en meteorología y es más conveniente emplear la «proporción de mezcla» (X), que es la masa de vapor de agua en gramos por kilogramo de aire seco. En la práctica resulta idéntica a la «humedad específica» (q), que es la masa de vapor por kilogramo de aire húmedo. La mayor parte de la humedad que contiene la atmósfera se encuentra por debajo de 500 mb (5.574 metros), tal como claramente indica la figura 2.7. Puede verse también que el efecto de las estaciones es más marcado en aproximadamente los 3.000 metros inferiores, es decir, por debajo de unos 700 mb. La distribución global del contenido de vapor de agua en enero y julio aparece ilustrada en la figura 2.8. Sobre la parte meridional de Asia durante el monzón de verano, una columna de aire contiene de 5 a 6 cm de agua susceptible de producir precipitación; en cambio, en

las zonas de los desiertos tropicales esta cantidad es inferior a 1 cm. Los valores mínimos de 0,1 y 0,2 cm se registran en invierno sobre las latitudes altas y el interior de los continentes del hemisferio norte. Otra importante medida es la «humedad relativa» (r), que expresa el contenido real de humedad de una porción de aire como tanto por ciento de la humedad que contendría este mismo volumen de aire saturado a la misma temperatura. La humedad relativa se define a partir de la proporción de mezcla, pero se puede determinar de modo aproximado de varias maneras:

es el hidrómetro de punto de rocío. Éste detecta cuándo ocurre la primera condensación en una superficie enfriada. Otros dos tipos de instrumentos se usan para la determinación de la humedad relativa. El higrógrafo utiliza la expansión/contracción de un haz de aire humano, en respuesta a la humedad, para el registro continuo de la humedad relativa por medio del acoplamiento mecánico a una aguja que traza un tambor rodante. Este aparato tiene un error de  un 5 a un 10 %. Para las mediciones del aire superior se usa un elemento de cloruro de litio para la detección de cambios en su resistencia eléctrica según las diferencias de presión de vapor. Los cambios de la humedad relativa tienen un margen de error de un  3 %. 2. Transporte de humedad

donde el subíndice s hace referencia a los respectivos valores saturantes, a la misma temperatura; e denota la presión de vapor. Otro índice de humedad es la temperatura del punto de rocío, que es la temperatura a que se produce la saturación si se enfría el aire a presión constante sin añadirle ni quitarle vapor. Cuando la temperatura del aire y la del punto de rocío son iguales, la humedad relativa es del 100 %, y es evidente que también puede determinarse la humedad relativa mediante:

Naturalmente, la humedad relativa de una cantidad determinada de aire variará si varía su temperatura o su proporción de mezcla. En general, la humedad relativa varía en forma opuesta a la temperatura durante el día y tiende a ser más baja al principio de la tarde y más elevada por la noche. La humedad atmosférica puede medirse con como mínimo cinco tipos de instrumentos. El más común para mediciones rutinarias es el termómetro húmedo instalado en un protector de instrumentos con tejadillo (pantalla de Stevenson). El bulbo de un termómetro común es envuelto en muselina que es mantenida húmeda por una mecha que va hacia un recipiente con agua pura. El enfriamiento por evaporación de este bulbo húmedo da una lectura que puede usarse en conjunción con las lecturas simultáneas de un termómetro con el bulbo seco para calcular la temperatura del punto de rocío. Otro artefacto portátil similar, llamado psicrómetro aspirado, usa una corriente de aire forzada a fluir en una tasa fija sobre termómetros secos y húmedos. Un instrumento muy sofisticado para la determinación del punto de rocío, basado en un principio distinto,

A veces no se tiene en cuenta el hecho de que la atmósfera transporta humedad tanto horizontal como verticalmente. En la figura 2.4C aparecen ilustradas las cantidades que deben ser transportadas en dirección meridiana para mantener el equilibrio de humedad en una determinada latitud (es decir, precipitación — evaporación = cantidad neta de humedad que penetra horizontalmente en la columna de aire). Un hecho relevante es el transporte hacia el ecuador en las latitudes bajas y el transporte hacia el polo en las latitudes medias. Se aconseja al lector que observe de nuevo este diagrama una vez estudiados los cinturones de viento (cap. 3, E). Se hace necesario en este punto llamar la atención sobre el hecho de que la evaporación local no constituye, en general, la mayor fuente de precipitación. Por ejemplo, sólo el 6 % de la precipitación anual sobre Arizona y el 10 % de la que cae sobre la cuenca del río Misisipí tienen origen local; el resto ha sido transportado hacia aquellas zonas (es decir, por advección de humedad). Incluso cuando hay humedad en la atmósfera de una región determinada, sólo suele convertirse en precipitación una pequeña parte de ella. Esto depende de la eficacia de los mecanismos de condensación y precipitación, tanto a escala microfísica como a gran escala, que son los que se consideran a continuación. C.

CONDENSACIÓN

La condensación, causa directa de las diversas formas de precipitación, tiene lugar bajo circunstancias cambiantes, que de una manera u otra van asociadas a la variación de uno de los parámetros siguientes: volumen de aire, temperatura, presión y humedad. Así, la condensación se produce (I) cuando disminuye la temperatura del aire, permaneciendo constante

su volumen y el aire se enfría hasta su punto de rocío; (II) si aumenta el volumen del aire sin suministro de calor (este enfriamiento tiene lugar porque la «expansión adiabática» —véase cap. 2, D— hace que la energía se consuma en trabajo); (III) cuando un cambio conjunto de temperatura y volumen reduce la capacidad de contener humedad del aire por debajo del contenido de humedad existente; y (IV) por evaporación que añade humedad al aire. Es evidente que la clave para entender la condensación está en el delicado equilibrio existente entre estas variables independientes. Siempre que se altere el equilibrio entre una o más de ellas más allá de un cierto límite, puede producirse condensación. Las circunstancias favorables a la producción de condensación que son más corrientes son las que provocan descenso de la temperatura del aire; es decir, enfriamiento por contacto, mezcla de masas de aire a distintas temperaturas y enfriamiento dinámico de la atmósfera. El enfriamiento por contacto se produce, por ejemplo, cuando pasa aire cálido y húmedo sobre una superficie de tierra fría (lám. 4). En una noche de invierno clara la fuerte radiación enfriará la superficie muy rápidamente y este enfriamiento superficial se extenderá gradualmente hasta el aire húmedo inferior, reduciendo su temperatura hasta un punto en que se produce la condensación en forma de rocío, niebla o escarcha, según la cantidad de humedad existente, el espesor de la capa de aire que se enfría y el valor del punto de rocío. Cuando este último es inferior a 0°C, se conoce con el nombre de punto de escarcha si el aire está saturado con respecto al hielo. La mezcla de dos capas distintas dentro de una sola masa de aire, o la mezcla de dos masas de aire distintas, también puede producir condensación. La figura 2.9 indica cómo la mezcla horizontal de dos masas de aire (A y B) con unas características de humedad y temperatura dadas puede producir una capa de aire (C) que está sobresaturada a la nueva temperatura, por lo que se formarán nubes en ella. La mezcla vertical de una capa de aire, que se discutirá más adelante (fig. 2.15) puede tener el mismo resultado. La niebla o los estratos bajos, con llovizna —llamada «crachin»— que es común a lo largo de las costas del sur de China y del golfo de Tonkín en febrero-abril, puede desarrollarse como resultado tanto de la mezcla de masas de aire como de una advección cálida sobre una superficie más fría. La adición de humedad al aire cerca de la superficie por evaporación tiene lugar cuando el aire frío se desplaza sobre una superficie de agua caliente. Esto puede causar la formación de nieblas de vapor, que son comunes en las regiones árticas. Los intentos de dispersar la niebla constituyen un área en la que se han hecho algunos progresos en la modificación local del tiempo., Las nieblas frías pueden ser disipadas localmente

Fig. 2.9 Efecto de la mezcla de masas de aire (de Petterssen, 1941). La mezcla horizontal de dos masas de aire no saturado A y B da origen a una masa de aire sobresaturado C. Aparece representada la curva de presión de vapor de saturación. (cf. fig. 1.5 que es una representación semilogarítmica). mediante el uso de nieve carbónica (CO2 helado) o la liberación de gas propano a través de toberas de expansión para producir la congelación y la consiguiente caída de cristales de hielo (cf. pág. 80). Las nieblas cálidas (es decir, que tienen gotas a una temperatura superior a la de congelación) presentan mayores problemas, pero los intentos de disipación han dado algunos éxitos limitados en la evaporación de las gotitas por calentamiento artificial, por el uso de grandes ventiladores para hacer descender el aire seco de arriba, el barrido de las partículas de niebla mediante chorros de agua y la inyección de cargas eléctricas dentro de la niebla para producir la condensación. Sin embargo, es indudable que la causa de condensación más efectiva es el proceso dinámico de enfriamiento adiabático, que será tratado con más detalle en la próxima sección. D. CAMBIOS ADIABÁTICOS DE TEMPERATURA El movimiento de una porción de aire hacia una zona colindante con ella, pero sometida a distinta presión (sin intercambio de calor con el aire circundante) produce un aumento de volumen y consecuentemente un descenso de su temperatura; Un aumento de volumen implica trabajo y el consumo de energía, por lo que se reduce el calor disponible por unidad de volumen y consecuentemente la temperatura. Dicho cambio de

temperatura, realizado sin aumento ni disminución de calor se denomina «adiabático» y, evidentemente, los movimientos verticales del aire son una de las causas principales de estos cambios adiabáticos de temperatura. Cerca de la superficie de la tierra, la mayoría de los procesos de intercambio son no-adiabáticos (a veces se denominan «diabáticos») a causa de la tendencia que tiene el aire a mezclar y modificar sus características por movimiento lateral, turbulencia y por los procesos físicos afines. Cuando una masa de aire se mueve verticalmente, los cambios que tienen lugar son a menudo adiabáticos porque el aire es fundamentalmente mal conductor del calor y la masa de aire, como un todo, tiende a mantener su propia identidad térmica, que la distingue de las masas de aire que la rodean. En algunas circunstancias, en cambio, debe tenerse en cuenta la mezcla del aire con el que le rodea. Podemos considerar ahora los cambios que se producen cuando se eleva una porción de aire y el descenso de presión va acompañado por un aumento de volumen y una disminución de temperatura (véase cap. 1, B). La proporción con que desciende la temperatura en una partícula que se eleva y se expande se denomina «gradiente adiabático de temperatura». Si el movimiento ascensional del aire no produce condensación, entonces la energía empleada en la expansión hará descender la temperatura de toda la masa hasta lo que se denomina «gradiente adiabático del aire seco» (9,8°C/km). Sin embargo, la disminución continuada de temperatura produce invariablemente condensación y, cuando esto tiene lugar, se libera calor latente, que compensa, en cierta manera, el descenso adiabático de temperatura del aire seco. Es por ello que se produce el hecho distintivo de que el aire que se eleva y es saturado (o precipita) se enfría a una tasa menor (es decir, el «gradiente adiabático del aire saturado») que el aire insaturado. Otra diferencia entre el gradiente adiabático del aire saturado y el del aire seco es que, mientras que el primero permanece constante, el segundo varía con la temperatura. Esto se debe a que las masas de aire de mayor temperatura pueden contener más humedad y, por lo tanto, pueden desprender mayor cantidad de calor latente al condensarse. Para temperaturas elevadas, el gradiente adiabático del aire saturado puede ser de 4°C/km) pero este valor aumenta a medida que disminuye la temperatura, llegando hasta cerca de 9°C/km a — 40°C. En total pueden distinguirse tres gradientes distintos, dos de ellos dinámicos y uno estático. Está en primer lugar el gradiente ambiental (o estático), que es el descenso real de temperatura en el ambiente con la altura en cualquier ocasión, tal como sería registrado por un observador que asciende en un globo. Por lo tanto, este gradiente no, es adiabático y puede adoptar cualquier forma, según las condiciones de temperatura reinantes en el aire. Existen también los gradientes adiabáticos dinámicos

Fig. 2.10 El tefigrama, que permite mostrar las siguientes propiedades atmosféricas isotermas, adiabáticas secas, isóbaras, adiabáticas saturadas y la tasa de mezcla de saturación. del aire seco y del aire saturado (o velocidades de enfriamiento), que se aplican a porciones de aire que se elevan moviéndose a través del aire que las rodea. En las proximidades de la superficie, el gradiente vertical de temperatura es a veces considerablemente superior al gradiente adiabático seco, es decir, es superadiabático. Esto es particularmente frecuente en verano en las zonas áridas (véase tabla 1.4). Sobre la mayor parte de las superficies secas normales, el valor del gradiente se aproxima al del adiabático seco a una altura de unos 100 metros. Pueden expresarse adecuadamente los cambios en las propiedades de las masas de aire en movimiento si se representan en forma de curvas sobre diagramas construidos convenientemente. Uno de estos diagramas de uso común es el tefigrama inglés (fig. 2.10). Éste incluye cinco propiedades de la atmósfera:

Fig. 2.11 Gráfico que muestra las relaciones entre la temperatura (T), la temperatura potencial, la temperatura potencial de termómetro húmedo (w) y la tasa de mezcla de saturación (XS). 1. Isotermas, es decir, líneas de temperatura constante (líneas paralelas desde la parte inferior izquierda hasta la parte superior derecha). 2. Líneas adiabáticas secas (líneas paralelas desde el extremo inferior derecho hasta el extremo superior izquierdo). 3. Isóbaras, es decir, líneas de presión constante (ligeramente curvadas y casi horizontales). 4. Adiabáticas saturadas (líneas curvas cuya pendiente decrece de derecha a izquierda). 5. Líneas equisaturadas o de igual proporción de mezcla, que forman un pequeño ángulo con las isotermas. Las adiabáticas secas son también líneas de temperatura potencial constante,  (o isentropas). La temperatura potencial es la temperatura de una partícula de aire que ha sido llevada mediante un proceso adiabático seco a una presión de 1000 mb. Matemáticamente: 

donde  y T están en K; p = presión (mb).

La figura 2.11 muestra esquemáticamente la relación entre T y ; también entre T y , la temperatura potencial de termómetro seco (cuando

Fig. 2.12 Tefigrama usado en la determinación del nivel de condensación y la estratificación y la estabilidad de la atmósfera. Se ha indicado mediante flechas la curva seguida por una porción de aire ascendente. « la partícula de aire es llevada a una presión de 1000 mb mediante un proceso adiabático seco). La figura 2.10 muestra, por ejemplo, que una porción de aire saturado a 1000 mb de presión, con una temperatura de 20°C, tiene una proporción de mezcla saturante de 16 g/kg. La figura 2.12 ilustra la manera como se utiliza el tefigrama para determinar el nivel de condensación por elevación (el nivel en que una partícula de aire se satura cuando se ve sometida a elevación forzada). El punto donde una adiabática seca, trazada por el valor de la temperatura del aire en la superficie (TA), corta a la equisaturada que pasa por la temperatura del punto de rocío (TA), es el nivel de condensación. Para una temperatura del aire de 20°C y un punto de rocío de 9°C a 1000 mb de presión, el nivel de condensación está a 859 mb con una temperatura de 7°C. Este punto del diagrama se

denomina «punto característico». Puede calcularse mediante h (m) = 120 (T - Td) donde T = temperatura del aire y Td = temperatura del punto de rocío en la superficie en °C. Para algunos propósitos es preferible definir un nivel de condensación convectiva. Es la intersección de la curva de temperatura ambiental con la línea de la tasa de mezcla de saturación correspondiente a la tasa de mezcla promedio en la capa superficial (1000-1500 m). Expresado de otra forma, la temperatura del aire superficial es el mínimo que causará la formación de nubes como resultado de la convección libre. La experimentación mediante un tefigrama muestra que tanto el nivel convectivo y de condensación aumentan al incrementarse la temperatura superficial. Esto se observa comúnmente al anochecer cuando la base de las nubes cumuliformes tiende a estar a niveles superiores. La temperatura potencial proporciona un baremo para las características de las masas de aire, dado que si el aire es sólo afectado por procesos adiabáticos secos, la temperatura potencial permanece constante. Esto ayuda a la identificación de las distintas masas de aire e indica cuándo el calor latente ha sido liberado por saturación de la masa de aire o cuándo han habido cambios de temperatura no adiabáticos. E.

flotante. De manera similar, si se hace descender una partícula de aire bajo estas mismas condiciones desde un nivel superior, estará siempre más fría que el ambiente y no encontrará obstáculo alguno en su descenso hasta que alcance la superficie. Lo que caracteriza al aire inestable es su tendencia a continuar alejándose de su nivel original una vez iniciado su movimiento. La curva de estado (b) de la figura 2.12 corta a la curva de evolución a un nivel superior. Por encima del nivel de esta intersección, la atmósfera es estable, pero la energía boyante ganada por la partícula que se eleva le permite moverse cierto trecho dentro de esta región. El límite superior teórico del desarrollo de nubes puede estimarse a partir del tefigrama, determinando un área por encima de la intersección entre las curvas de estado y de evolución igual a la intermedia entre las dos curvas desde el nivel de convección libre hasta la intersección (fig. 2.13); el tefigrama está construido de forma que las áreas iguales representan igual

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DEL AIRE

Lo que caracteriza al aire estable es que, si es forzado hacia arriba o hacia abajo, tiende a volver a su posición anterior una vez ha cesado la fuerza causante del movimiento. La razón de esto aparece ilustrada en la figura 2.12, la curva de estado del ambiente (a) a la derecha de la curva de evolución, que representa la variación de temperatura de una partícula de aire no saturada, que se enfría por ascenso adiabático seco. En cualquier nivel la partícula que se está elevando es más fría y más densa que el ambiente y tiende, por lo tanto, a volver a su nivel anterior. De manera similar, si se hace descender el aire, aumentará su temperatura según el gradiente adiabático del aire seco y quedará más caliente y menos denso que el aire que le rodea, por lo que tenderá a volver a su primera posición (a menos que se le impida hacerlo). Sin embargo si el calentamiento superficial local causa que la tasa cerca de la superficie exceda a la tasa adiabática (b), el enfriamiento adiabático de una partícula de aire convectivo permite que éste permanezca más caliente y menos denso que el aire circundante, de forma que continúa ascendiendo por la fuerza

Temperatura Fig. 2.13 Gráfico que ilustra las condiciones asociadas con la inestabilidad condicional de una masa de aire obligada a ascender.

energía. Sin embargo, se asume que la partícula de aire no experimenta ninguna mezcla (véase más adelante). En la figura 2.13 se ilustra otra posibilidad. El aire es estable en las capas inferiores, pero si es obligado a elevarse, por ejemplo al pasar sobre una cadena montañosa, o por calentamiento local de la superficie, la curva de evolución se encuentra entonces a la derecha de la curva de estado y el aire, siendo más cálido que el circundante, queda libre para elevarse. Esto recibe el nombre de inestabilidad condicional, ya que el desarrollo de la inestabilidad depende de la humedad relativa del aire. Puesto que el gradiente geométrico está comprendido frecuentemente entre los gradientes adiabáticos del aire seco y del aire saturado, el estado de inestabilidad condicional es frecuente. En estos ejemplos se ha supuesto que se desplaza una pequeña porción de aire sin ningún movimiento compensador ni mezcla de la partícula con el aire que la rodea. Estas suposiciones son más bien poco realistas, dado que la dilución de una partícula de aire ascendente por mezcla

del aire circundante con ella reducirá su energía ascensional. Sin embargo, este método es generalmente satisfactorio para las predicciones rutinarias, especialmente quizás desde que las suposiciones se acercan a las circunstancias del ascenso de los cumulonimbos. Otra consideración que puede hacerse es que una capa de aire de espesor considerable puede ser elevada en bloque por movimiento vertical sobre una extensa barrera topográfica. La figura 2.14 muestra el caso en que el aire de los niveles superiores está menos húmedo que el de los niveles inferiores. Si la capa se ve forzada a moverse como un todo hacia arriba, el aire más seco de B evolucionará según el gradiente adiabático seco y lo mismo hará, durante un cierto tiempo, el aire próximo a A, pero llega un momento en que se alcanza el nivel de condensación y a partir de entonces las capas inferiores de la masa de aire que se está elevando se enfrían según el gradiente adiabático saturado. Esto produce como efecto final el aumento del gradiente geométrico en todo el espesor del estrato elevado y, si el nuevo gradiente es mayor que el del aire saturado, la capa de aire se hace inestable y puede subdividirse. Esto recibe el nombre de inestabilidad convectiva (o potencial). Anteriormente se había considerado la mezcla vertical de aire como una posible causa de la condensación. Esto se comprende mejor mediante el uso de un tefigrama. La figura 2.15 muestra una distribución inicial de la temperatura y del punto de rocío. La mezcla vertical tiene el efecto de promediar estas condiciones a través de la capa afectada. Así, el nivel de condensación de mezcla viene determinado por la intersección de estos valores promedio de la tasa de mezcla de la humedad de saturación temperatura potencial. Las áreas que se encuentran por encima y por debajo de las inferiores a los puntos donde estas líneas de valores promedio se cruzan con las curvas de estado iniciales son iguales. La subsidencia es generalmente el resultado de un enfriamiento por radiación o de un exceso de convergencia horizontal del aire en la troposfera superior. El aire descendente se mueve generalmente con una velocidad vertical de sólo 1-10 cm/s, aunque las condiciones de convección constituyan una excepción (véase cap. 2, H). La subsidencia puede producir cambios sustanciales en la atmósfera y, por ejemplo, si una masa de aire desciende unos 300 m, se evaporarán, por lo común, todas las gotitas de la nube de tamaño corriente. F.

FORMACIÓN DE NUBES

La formación de nubes depende de la inestabilidad atmosférica y del movimiento vertical, pero también es controlada por procesos a pequeña Fig. 2.14 Inestabilidad convectiva. AB representa el estado inicial de una columna de aire; húmeda en A y seca en B. Después de la elevación de toda la columna, el gradiente de temperatura A'B' excede el gradiente de la adiabática saturada, por lo que la columna de aire es inestable.

Los núcleos tienen tamaños comprendidos entre 0,001 µm de radio, en cuyo caso son inefectivos, ya que se requieren sobresaturaciones muy altas para la condensación, y más de 10 µm (núcleos «gigantes»), que no permanecen en el aire durante mucho tiempo. Las sales marinas, que son particularmente higroscópicas, penetran en la atmósfera principalmente cuando explotan las burbujas de aire de la espuma, pero también son fuentes de núcleos igualmente importantes las finas partículas de tierra y los productos de la combustión química levantados por el viento. Por término medio, el aire oceánico contiene un millón de núcleos de condensación por litro (mil cm3) y el aire continental unos cinco o seis millones. Una vez iniciada la formación de las gotitas de agua, el proceso de su crecimiento dista mucho de ser sencillo y gran parte del mismo está aún por explicar. En las primeras fases, las gotas pequeñas crecen mucho Fig. 2.15. Gráfico que ilustra los efectos de la mezcla vertical en una masa de aire. escala. Éstos serán ahora discutidos, antes de examinar los aspectos a gran escala del desarrollo de las nubes y sus tipos. 1. Núcleos de condensación Es muy importante poner de manifiesto que la condensación se produce con mucha mayor dificultad en el aire «limpio»; la humedad, por regla general, debe encontrar una superficie adecuada sobre la que poder condensarse, Si se hace descender la temperatura del aire puro por debajo del punto de rocío, se «sobresatura» (es decir, su humedad relativa se hace superior al 100 %) Para mantener una gota de agua pura de 10-7 cm de radio (0,001µm) se necesita una humedad relativa del 320 %, y para una gota de 10-5 cm de radio (0,1 µm) una humedad relativa del 101%. La condensación tiene lugar generalmente sobre una superficie ajena al aire, que puede ser una porción de tierra o una planta, como ocurre en el caso del rocío o de la escarcha, mientras que en el aire libre la condensación empieza alrededor de los llamados «núcleos higroscópicos». Estas partículas pueden ser de polvo, humo, anhídrido sulfuroso, sales (ClNa) o sustancias microscópicas similares, cuyas superficies tienen la propiedad de ser higroscópicas. Además, los aerosoles higroscópicos son solubles. Esto es muy importante, puesto que la presión de vapor de saturación es menor sobre una gota de disolución (por ejemplo, cloruro sódico, o ácido sulfúrico) que sobre una gota de agua pura del mismo tamaño y temperatura (fig. 2.16). En realidad, la condensación empieza sobre las partículas higroscópicas antes de que el aire esté saturado; en el caso de los núcleos de cloruro sódico, cuando la humedad relativa es del 78 %.

Fig. 2.16 Variación de la humedad relativa con el diámetro de las gotas. La curva I indica el efecto debido a la curvatura de la gota y la curva III el debido a una disolución de 5x10-20 g de ácido sulfúrico. La curva II representa el efecto conjunto neto deja curvatura y la concentración de la disolución (de Simpson, 1941).

más rápidamente que las mayores, pero a medida que aumenta el tamaño de una gotita, disminuye su velocidad de crecimiento por condensación, tal como muestra en la figura 2.17. Es evidente que la velocidad de crecimiento radial disminuye a medida que aumenta el tamaño de la gota, ya que a cada incremento del radio la superficie es cada vez mayor. Sin embargo, la velocidad de condensación está limitada por la rapidez con que la gota puede perder el calor latente que se va desprendiendo, pasando al aire por conducción y reduciendo el gradiente de vapor. Además, la «competencia» entre las gotas para apoderarse de la humedad existente tiende cada vez más a reducir el grado de sobresaturación. En las nubes, la sobresaturación sobrepasa muy raramente el 1 % y, puesto que la presión de vapor de saturación es mayor sobre la superficie curva de una gotita que sobre una superficie plana de agua, las gotitas muy pequeñas (de radio < 0,1 µm) se evaporan rápidamente (fig. 2.16). En las primeras etapas, es importante el tamaño de los núcleos; para una sobresaturación de 0,05 %, una gotita de 1 µm de radio con un núcleo de sal de 10-13 g alcanza las 10 µm en 30 minutos, mientras que una con un núcleo de sal de 10-14 g tarda 45 minutos. Más tarde, una vez la sal disuelta ha dejado de tener un efecto significativo, la velocidad de crecimiento radial se hace lenta, como resultado de la disminución de la sobresaturación (figura 2.16). La figura 2.17 ilustra no sólo el lento crecimiento de las gotitas, sino también la inmensa diferencia de tamaño existente entre las gotitas de las nubes (de radios comprendidos entre menos de 1 µm y 50 µm) y las gotas de lluvia (de más de 1 mm de diámetro). Estos hechos parecen indicar

Fig. 2.18 Los diez grupos básicos de nubes clasificados según su altura y forma (de Strahler, 1965). claramente que el proceso gradual de condensación es inadecuado para explicar la velocidad de formación de las gotas de lluvia que se observan a menudo. Por ejemplo, en la mayor parte de las nubes la precipitación se desarrolla en el término de una hora. Debe tenerse en cuenta también que las gotas de lluvia que caen sufren evaporación en el aire no saturado situado por debajo de la base de la nube. Una gotita de 0,1 mm de radio se evapora después de caer sólo 150 m a una temperatura de 5 °C y 90 % de humedad relativa, pero una gota de 1 mm de radio caerá 42 km antes de evaporarse. No parece probable que las gotitas de las nubes sean necesariamente la fuente inmediata de las gotas de lluvia. Este punto será tratado nuevamente en la sección G; 2. Tipos de nubes

Fig. 2.17 Crecimiento de las gotitas por condensación (nótese la escala logarítmica)

La gran variedad, de formas de nubes precisa de una clasificación con propósitos de información meteorológica. El sistema adoptado internacionalmente se basa en (a) la forma general, la estructura y la extensión vertical de las nubes, y (b) en su altitud. Estas características primarias se utilizan para definir los diez grupos básicos (o géneros) que aparecen en la figura 2.18. Las nubes altas cirriformes están formadas por cristales de hierro que les dan un aspecto general fibroso. Las nubes estratiformes están formadas por capas, mientras que los cúmulos tienen un aspecto apelotonado y presentan general

mente un desarrollo vertical progresivo. Otros prefijos son alto para las nubes de nivel medio (nubes medias) y nimbo para las nubes bajas de espesor considerable, que parecen de color gris oscuro y de las que cae continuamente lluvia. La altura de la base de las nubes puede variar considerablemente para cualquiera de estos tipos y cambia con la latitud. Los límites aproximadamente en millares de metros son, para las distintas latitudes:

Nube alta Nube media Nube baja

Trópicos Por encima de 6 2-7,5 Por debajo de 2

Latitudes medias Por encima de 5 2-7 Por debajo de 2

Latitudes altas Por encima de 3 24 Por debajo de 2

Siguiendo la práctica taxonómica, la clasificación subdivide los grupos fundamentales en especies y variedades, cuyos nombres latinos corresponden a detalles de su aspecto. La Organización Meteorológica Mundial ha confeccionado un Atlas Internacional de Nubes, en el que aparecen ilustrados todos estos tipos. Otra de las posibles clasificaciones de las nubes se funda en la manera como se han originado. Así, por ejemplo, puede hacerse una amplia agrupación genética, de acuerdo con el mecanismo de movimiento vertical que produce la condensación. Existen cuatro clases de mecanismos, a saber: a) elevación gradual del aire sobre una extensa área, asociada a un sistema de bajas presiones; b) convección térmica (a escala de cúmulos local); c) elevación por turbulencia mecánica («convección forzada»); d) ascenso sobre una barrera orográfica. El grupo a) incluye nubes de muy diversos tipos, que se estudian más, detenidamente en el capítulo 4, D.2. En relación con la convección térmica, que origina las nubes cumuliformes, conviene poner de relieve que las corrientes de convección ascendentes (térmicas) están formadas por un conjunto de distintas burbujas de aire de considerable tamaño que, cuando se elevan, se dilatan y son arrastradas viento abajo. Las torres («castillos») que aparecen en los cúmulos o en otras nubes no son debidas a las térmicas procedentes de la superficie, sino a las que se originan dentro de la nube como resultado del desprendimiento de calor latente por condensación. Las térmicas pierden gradualmente su ímpetu a medida

que se van mezclando con el aire más frío que las rodea y que diluye el aire cálido más ligero. El grupo c) comprende la niebla, los estratos y los estratocúmulos, y es importante siempre que el aire próximo a la superficie se enfría hasta el punto de rocío por conducción o por radiación nocturna y es agitado por irregularidades del suelo. En el grupo final, d), se podrían incluir las nubes estratiformes o los cúmulos producidos por elevación forzada del aire sobre las montanas (véase lám. 5). La niebla de las colinas es simplemente una nube estratiforme que envuelve el suelo en los puntos elevados. Una categoría especial e importante es la constituida por las nubes de onda (lenticulares) que se forman cuando el aire fluye sobre las colinas, originando un movimiento ondulatorio en el aire, a sotavento de la cadena (véase cap. 3.-B.2). Las nubes se forman en la cresta de dichas ondas si el aire alcanza el nivel de condensación (véanse láms. 6 y 7). Actualmente, una gran parte de la información sobre la cantidad de nubosidad, especialmente en las zonas remotas, y sobre la distribución de nubes asociada a los sistemas que producen diversas clases de tiempo proviene de los satélites americanos de las series NOAA, GOES y «Nimbus». Estas investigaciones proporcionan datos que no pueden ser obtenidos por observaciones realizadas desde el suelo. Se han proyectado clasificaciones especiales de los elementos y formas de las nubes para el análisis de las imágenes tomadas mediante satélites. Las configuraciones más comunes vistas en las fotografías de satélites son celulares o alveolares, con un diámetro típico de 30 km. Éstas se desarrollan a partir del movimiento de aire frío sobre una superficie marina más cálida, que conduce a una mezcla mesoscálica convectiva. Una configuración celular abierta, donde las nubes se encuentran a lo largo de los lados de la célula, se forma cuando hay una gran diferencia de temperaturas entre el aire y el mar (2°C) (véase lám. 18), mientras que las células poligonales cerradas se dan si la diferencia es pequeña (˂0,5°C) y el movimiento vertical está limitado por una inversión de subsidencia. Ocasionalmente, la subsidencia sobre los océanos tropicales conduce a una modificación de la configuración celular que se denomina actiniforme (o radiante) y que se ilustra en la lám. 8. Las configuraciones de nubes relacionadas con los sistemas ciclónicos frontales se discuten en el capítulo 4, D. G.

FORMACIÓN DE LA PRECIPITACIÓN

Se ha mencionado ya brevemente el dilema de la formación de las gotas de lluvia. El crecimiento de las góticas de nube es, por sí solo, un mecanismo insuficiente, por lo que hay que contar con la posibilidad de que intervengan procesos más complicados.

Se han formulado objeciones contra gran parte de las primeras teorías sobre el crecimiento de las gotas de lluvia. Se propuso, por ejemplo, que las gotitas con distinta carga podían unirse por atracción eléctrica, pero más tarde se puso de manifiesto que las distancias entre las gotas son demasiado grandes y que la diferencia entre las cargas es demasiado pequeña para que suceda esto. También se sugirió que las gotas grandes podían crecer a expensas de las más pequeñas, pero las observaciones realizadas muestran que la distribución del tamaño de las gotitas en una nube tiende a ser más o menos uniforme, siendo el tamaño medio de los radios de unas 10 µm a 15 µm; sólo algunas tienen un radio superior a 40 µm. Otra de las teorías propuestas se basaba en la variación de la presión de vapor de saturación con la temperatura: si la turbulencia atmosférica acercaba suficientemente las gotitas de nube calientes y frías, la saturación del aire con relación a las superficies de las gotas frías y su subsaturación con respecto a la superficie de las gotas calientes habrían de causar la evaporación de estas últimas y el crecimiento de las frías a sus expensas. Sin embargo, exceptuando quizás el caso-de algunas nubes tropicales, la temperatura de las gotitas de lluvia es demasiado baja para que actúe dicho mecanismo. La figura 2.9 muestra que, por debajo de 10°C, la pendiente de la curva de presión de vapor de saturación es baja. Otra teoría fue que las gotas de lluvia se originan alrededor de núcleos de condensación excepcionalmente grandes (como los que han sido observados en ciertas tormentas tropicales). Como es sabido, la velocidad de condensación sobre los núcleos grandes es inicialmente mayor, pero después de esta fase sus velocidades de crecimiento están sometidas a los límites que se aplican a todas las demás gotas de agua atmosféricas. Los dos grupos principales de teorías que actualmente tratan de explicar el rápido crecimiento de las gotas de lluvia suponen que el crecimiento de los cristales de hielo tiene lugar a expensas de las gotas de agua y que la unión de las pequeñas gotitas de agua se produce por la acción de barrido de las gotas que caen. 1. Teoría de Bergeron-Findeisen Esta teoría constituye una parte importante del mecanismo de crecimiento de las gotas de lluvia actualmente aceptada y está basada en el hecho de que la humedad relativa del aire es mayor con respecto a una superficie de hielo que con respecto a una superficie de agua. Cuando la temperatura del aire baja por debajo de los 0°C, la presión de vapor atmosférica disminuye más rápidamente sobre una superficie de hielo que sobre el agua (véase fig. 1.5). Esto hace que la presión de vapor de saturación sobre el agua sea mayor que sobre el hielo, especialmente entre las temperaturas

de — 5°C y — 25°C, en que la diferencia sobrepasa los 0,2 mb; si coexisten en una nube de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas, éstas tienden a evaporarse y el vapor se deposita directamente sobre los cristales de hielo (esto es descrito a menudo por los meteorólogos como «sublimación», aunque en realidad se refiera a la evaporación directa del hielo). Al igual que la presencia de los núcleos de condensación es necesaria para la formación de gotitas de agua, también es necesario que existan «núcleos de congelación» antes de que puedan formarse las partículas de hielo, generalmente a temperaturas muy bajas (de unos — 15° a — 25°C). De hecho, las pequeñas gotas de agua pueden estar, subenfriadas en el aire, puro hasta —40° C antes de que tenga lugar la congelación espontánea, pero los cristales de hielo generalmente predominan en las nubes cuya temperatura es inferior a unos — 22°C. Los núcleos de congelación son mucho menos numerosos que los núcleos de condensación; por ejemplo, su número puede ser tan bajo como 10 por litro a — 30°C y es probable que nunca sobrepasen los 1000. Sin embargo, algunos se vuelven activos a temperaturas más altas. La caolinita, un mineral de arcilla común, se hace activa por primera vez a — 9°C y en ocasiones siguientes a — 4°C. El origen de los núcleos de congelación ha sido tema de numerosos debites, pero se considera generalmente que las finas partículas procedentes del suelo son su fuente principal. Otra posibilidad es que sea el polvo meteórico, quien proporcione los núcleos, aunque no parece existir ninguna prueba firme de una relación entre la caída de polvo meteórico y la lluvia. Otra de las fuentes terrestres adicionales puede ser el polvo volcánico que es lanzado hacia la estratosfera superior y la troposfera durante las erupciones. También se ha sugerido que los aerosoles biogénicos emitidos por las plantas en forma de compuestos químicos complejos pueden servir de núcleos de condensación. Una vez se han formado los minúsculos cristales de hielo, crecen rápidamente por condensación del vapor, desarrollándose distintas formas hexagonales del cristal a distintos intervalos de temperatura. También el número, de cristales de hielo tienden a aumentar progresivamente, ya que, a causa de las corrientes de aire, se desprenden durante su crecimiento pequeñas astillas que actúan como nuevos núcleos. También la congelación de gotas de agua subenfriadas puede producir también astillas de hielo (véase cap. 2, H). Los cristales de hielo se unen rápidamente por colisión, a causa de su frecuente forma ramificada (dendrítica) y un solo copo de nieve puede estar formado por decenas de cristales las temperaturas comprendidas en el intervalo de 0° a — 5°C son especialmente favorables para esta soldadura porque las finas capas de agua qué existen sobre las superficies de un cristal se congelan cuando dos cristales entran

en contacto, ocasionando, su unión. Cuando la velocidad de caída de la masa de hielo que está creciendo sobrepasa las velocidades de las comentes de aire ascendentes, el copo de nieve cae, convirtiéndose en una gota de lluvia si atraviesa una capa de aire suficientemente espesa de temperatura superior a 0°C. Esta teoría parece explicar la mayor parte de los hechos observados, pero aún no es completamente satisfactoria. Los cúmulos, existentes sobre los océanos tropicales pueden dar lluvia cuando tienen sólo unos 2000 m de espesor y la temperatura de la parte superior de la nube es de 5°C o más. Incluso en las latitudes medias, en verano, la precipitación puede caer desde cúmulos que no tienen una capa de menos de 0°C («nubes cálidas»). En tales casos se ha sugerido la existencia del mecanismo de la «coalescencia de la gotita», que será explicado más adelante. Se han hecho intentos para provocar lluvia, basándose en la teoría de Bergeron, con cierto éxito, lo que confirma por lo menos sus puntos principales. La base de tales experimentos es el núcleo de congelación. Se «siembran» nubes (de agua) subenfriadas, con temperaturas comprendidas entre — 5°C y — 15°C con núcleos especialmente efectivos, tales como ioduro de plata o «nieve carbónica» (CO2), desde generadores situados en aviones o en el suelo en el caso del yoduro de plata, que provocan el crecimiento de cristales de hielo e impulsan la precipitación. El sembrado de algunas nubes cumuliformes a estas temperaturas probablemente produce un incremento medio de la precipitación del 10-15 % desde nubes que ya están descargando lluvia o están preparadas para ello. Los aumentos de más de un 10 % son el resultado de sembrar las tormentas orográficas invernales. Sin embargo, el sembrado de depresiones no ha producido aumentos aparentes en la precipitación, y parece probable que las nubes con abundantes cristales de hielo naturales o con temperaturas superiores a las de congelación no sean aptas para la «fabricación de lluvia». El desencadenamiento prematuro de la precipitación, sin embargo, puede destruir las ráfagas ascendentes y ocasionar la disipación de la nube. Esto explica la razón de que algunos experimentos de siembra hayan hecho descender la precipitación. En otros casos se ha conseguido hacer crecer las nubes y obtener precipitación: en Australia y Estados Unidos se han conseguido resultados espectaculares. Los programas destinados a aumentar la precipitación de nieve en invierno en las laderas occidentales de Sierra Nevada y las Montañas Rocosas por la siembra de tormentas ciclónicas ya se han iniciado, pero aún es demasiado pronto para considerar estas fabricaciones de lluvia o nieve como operaciones de rutina. El éxito depende, en cualquier caso, de la presencia de nubes subenfriadas adecuadas. Cuando se encuentran presentes en la atmósfera varias capas de nubes, puede ser importante la siembra

natural. Por ejemplo, si caen cristales de hielo desde los cirrostratos de los niveles altos hasta los altostratos formados por gotitas de agua subenfriadas, éstas pueden crecer rápidamente por el proceso de Bergeron, y una situación semejante puede conducir a una precipitación extendida y prolongada. Esto se da frecuentemente en los sistemas ciclónicos en invierno. De todos los intentos comunes del hombre para controlar los sucesos meteorológicos, ninguno es más importante que los relacionados con el control de huracanes. Existen indicios de que el sembrado del aire ascendente en las paredes del ojo puede ampliar el anillo de condensación y de las ráfagas ascendentes, y disminuir el momento angular de la tormenta y así la máxima velocidad de los vientos. Estos intentos están aún en sus comienzos. 2. Teorías de la colisión En otras teorías sobre la formación de la gota de lluvia se supone que la colisión, la coalescencia y el «barrido» causan el crecimiento de la misma. Originariamente se creyó que la turbulencia atmosférica, por ocasionar choques entre partículas de la nube, sería responsable de gran parte de la coalescencia. Desgraciadamente, se encontró que las partículas pueden romperse con igual facilidad cuando están sujetas a choques y se observó que muy a menudo no hay precipitación desde nubes muy turbulentas. Langmuir presentó una variación de esta simple teoría de colisión poniendo de relieve que las gotas que caen tienen velocidades límites que están directamente relacionadas, con sus diámetros, de manera que las gotas de mayor tamaño pueden alcanzar y absorber las gotas pequeñas y que estas últimas pueden también ser barridas hacia la estela de la primera y ser absorbidas por ellas. La figura 2.19 da los resultados experimentales de la velocidad de crecimiento de las gotas de agua por coalescencia y también la de las partículas de hielo por condensación de vapor a partir de un radio inicial de 20 µm. Aunque la coalescencia es al principio bastante lenta, la gota puede alcanzar 200 µm de radio en sólo 50 minutos. Los cálculos demuestran que las gotas deben tener radios mayores de 19 µm Para que puedan soldarse con otras (las gotas pequeñas son barridas hacia un lado y no entran en colisión). La presencia inicial de algunas gotas más grandes provocará la formación de núcleos gigantes si la parte superior de la nube no está por encima del nivel de congelación. Sin embargo, si hay algunos cristales de hielo en la parte de la nube (o si, una nube se siembra naturalmente con cristales de hielo procedentes de una capa más alta), pueden llegar a caer a través de la nube en forma de gotas y entra en acción el mecanismo de la coalescencia. La turbulencia, especialmente en las nubes cumuliformes, puede servir para aumentar los choques en la fase inicial, y la electrificación

Fig. 2.19 Crecimiento de las gotitas por condensación y coalescencia (de East y Marshall, 1954). de las nubes también aumenta la eficacia de la coalescencia. Este proceso de la coalescencia permite un crecimiento más rápido que el que puede proporcionar la simple condensación y, de hecho, es muy común en las nubes de las masas de aire tropicales, incluso en las latitudes templadas.

de un número limitado de pequeñas gotitas subenfriadas forma un conglomerado de partículas de hielo blanco y opaco de 1 mm de radio aproximadamente. La lluvia de estas partículas desde los cumulonimbos es bastante corriente en invierno y primavera. El granizo duro puede formarse cuando el granizo blando cae a través de una región de alto contenido de agua líquida cuya temperatura es superior a 0°C. Por acumulación se forma una funda de hielo transparente alrededor de la bola. Por otra parte, una bola de hielo que esté constituida enteramente por hielo transparente puede ser el resultado de la congelación de una gota de lluvia o de un copo de nieve fundido y vuelto a congelar. El verdadero granizo está formado por acumulaciones más o menos concéntricas de hielo transparente y opaco. El embrión es una gota de lluvia que ha sido arrastrada hacia arriba y se ha helado. La acumulación sucesiva de hielo opaco (escarcha) tiene lugar a causa del impacto de las gotitas subenfriadas que se congelan instantáneamente, mientras que el hielo transparente (vidriado) se debe a una película mojada que después se congela, y que se ha formado por acumulación muy rápida de gotas subenfriadas en partes de la nube con alto contenido de agua líquida. Una de las mayores dificultades con que tropezaron las primeras teorías fue la necesidad de postular corrientes ascendentes que fluctúan violentamente para explicar la estructura por capas que se había observado en el granizo; sin embargo, existe un nuevo modelo de tormenta que tiene en cuenta brillantemente este hecho, demostrando que el granizo que se está formando es arrastrado por el movimiento de la tormenta (véase capítulo 4, H). El granizo puede alcanzar, en algunas ocasiones, tamaños gigantescos, llegando a pesar hasta 760 g cada grano (observado en septiembre de 1970 en Coffeyville, Kansas). A causa de su gran velocidad, el granizo puede caer a distancias considerables fundiéndose poco. H.

TORMENTAS

3. Otros tipos de precipitación La lluvia se ha tratado con cierta extensión porque es la forma más común de precipitación. La nieve se produce cuando el nivel de congelación está tan próximo a la superficie que los conglomerados de cristales de hielo no tienen tiempo de fundirse antes de alcanzar el suelo. Generalmente, esto significa que el nivel de congelación debe estar situado por debajo de los 300 m. La probabilidad de nieve y lluvia simultáneas es máxima cuando la temperatura del aire, en la superficie es de unos 1,5°C. La nieve y el aguanieve se producen raramente cuando la temperatura del aire es superior a los 4°C. El granizo blando (granos de hielo opacos, de forma aproximadamente esférica y con mucho aire ocluido) se produce cuando el proceso Bergeron actúa en una nube de bajo contenido de agua líquida y las partículas de hielo crecen principalmente por deposición de vapor de agua. La captura

En las latitudes templadas, probablemente el ejemplo más espectacular de los cambios de humedad en la atmósfera y de liberación de energía que los acompaña lo constituyen las tormentas. Los movimientos ascendentes y descendentes de intensidad desusadamente grandes son al mismo tiempo los factores y el mecanismo principal del origen de dichas tormentas. Se producen: a) como burbujas de aire húmedo excesivamente caliente que se elevan; b) asociadas al desencadenamiento de la inestabilidad condicional por elevación sobre montañas; o c) a lo largo de una «línea de turbonada» asociadas a una discontinuidad de la masa de aire (véase pág. 234).

El ciclo de duración de una tormenta es sólo de una o dos horas y empieza cuando una porción de aire está más caliente que el que la rodea o bien, cuando es impulsada bruscamente hacia arriba por el aire más frío que penetra –por debajo. En ambos casos el aire empieza a ascender y la célula embrión de la tormenta forma una especie de ráfagas ascendentes de aire cálido (fig. 2.20). A medida que empieza la condensación a formar gotitas de las nubes, se desprende calor latente, y el ímpetu ascendente que inicialmente tenía la partícula de aire aumenta por expansión y por disminución de la densidad, hasta que toda la masa está completamente en desequilibrio térmico con el aire que la rodea. En este punto las corrientes ascendentes alcanzan normalmente velocidades de 10 m/s y pueden sobrepasar los 30 m/s. El desprendimiento constante de calor latente inyecta continuamente una nueva energía calorífica, que acelera el movimiento ascendente y no le permite debilitarse: La elevación de la masa de aire continuará en tanto la temperatura siga siendo más elevada (o, en otras palabras, mientras la densidad sea menor) que la de la masa de aire circundante. Las gotas, de lluvia empiezan a desarrollarse rápidamente cuando se alcanza la zona de granizo (o de congelación) por el crecimiento vertical de la célula, lo que permite que tenga lugar el proceso de Bergeron. No caen inmediatamente al suelo, debido a que las ráfagas ascendentes las sostienen. Las tormentas de granizo requieren unos procesos especiales de nubes, ya descritos en la última sección, que comprenden fases de crecimiento «seco» (acumulación de escarcha dura) y «húmedo» sobre las partículas de granizo. El estadio de madurez de una tormenta (figura 2.20 B) se asocia generalmente con grandes cantidades de precipitación y relámpagos (lám. 9). La precipitación causa ráfagas de fricción de aire frío descendentes. Cuando éstas ganan momento, eventualmente el aire frío se esparce por debajo de la célula tormentosa en una cuña. Gradualmente, a medida que se gasta la humedad de la célula el suministro de energía de calor latente liberada disminuye, las ráfagas descendentes ganan progresivamente potencia sobre las ráfagas cálidas ascendentes y la célula se disipa. Para simplificar esta explicación, se ha representado una tormenta de una sola célula. Generalmente las tormentas son mucho más complejas en cuanto a su estructura y constan de varias células agrupadas en racimos de 2-8 km de diámetro, 100 o así de longitud y que se extienden a lo largo de unos 10 km o más (véase lám. 21). Estos sistemas se denominan líneas de turbonada (cap. 4, H). Se han desarrollado dos hipótesis sobre la electrificación de las tormentas. Una incluye el mecanismo de inducción y la otra la transferencia de cargas no inductiva. Como ejemplo de la primera categoría, y dado

Fig. 2.21 Distribución de cargas electrostáticas en una nube tormentosa (según Masón, 1962).Véase el texto. que la ionosfera está cargada positivamente (debido a la acción de la radiación ultravioleta cósmica y solar en la ionización) y la superficie terrestre negativamente, durante el buen tiempo las gotitas de lluvia pueden adquirir una carga positiva inducida en su parte inferior y una carga negativa en su parte superior. La transferencia de cargas no inductiva requiere el contacto entre las partículas de la nube o de precipitación. La distribución típica observada de las cargas en una nube tormentosa se muestra en la figura 2.21. La separación de cargas eléctricas de signo opuesto puede implicar diversos mecanismos: la disgregación de gotas de lluvia (grandes gotitas que retienen una carga positiva, mientras que la superficie lleva iones negativos), o la captura selectiva de iones atmosféricos negativos por caída de partículas de nube, son factores posibles, pero que aparentemente crean cargas suficientemente grandes. Un tercer mecanismo es la escisión de los cristales de hielo durante la congelación de las gotitas de las nubes. Esto sucede como se explica a continuación.

Una gotita subenfriada se hiela desde la superficie hacia dentro y esto conduce a la constitución de un núcleo más caliente y cargado negativamente (iones OH—) y a una superficie más fría y cargada positivamente, a causa de la migración de los iones H+ hacia fuera siguiendo el gradiente de temperatura. Cuando este grano de hielo blando se rompe durante la congelación, se proyectan pequeñas partículas de hielo procedentes de la cascara, cargadas positivamente, y son elevadas con más facilidad hacia la parte superior de la célula convectiva por las corrientes ascendentes. Esta teoría nos ayuda a comprender la distribución de cargas de la figura 2.21 que muestra que la parte superior de la nube (aproximadamente por encima de la isoterma de — 20°C) está cargada positivamente. Del mismo modo, el granizo cargado negativamente cae hacia la base de la nube. Sin embargo, el proceso de escisión del hielo parece que sólo actúa en un estrecho margen de temperaturas y la transferencia de cargas es pequeña. Los procesos discutidos hasta el momento probablemente contribuyen a la electrificación de las nubes, pero según J. Latham el factor principal es la transferencia de cargas no inductiva. Esta implica la colisión entre cristales de hielo astillados y partículas más calientes de granizo blando. La agregación previa de gotitas subenfriadas sobre las partículas de granizo produce una superficie irregular, que se calienta a medida que las gotitas desprenden calor latente al solidificarse. Los impactos de cristales de hielo fríos sobre esta superficie irregular genera entonces cargas negativas, mientras que los cristales más fríos adquieren carga positiva. La carga negativa generalmente se concentra entre unos — 10°C y — 20°C en una nube tormentosa donde hay grandes concentraciones de cristales de hielo, debido a la rotura a un nivel aproximado de unos — 5°C y al subsiguiente ascenso de los cristales en las corrientes ascendentes. Los estudios mediante radar muestran que los relámpagos van asociados con las partículas de hielo en las nubes, y con las corrientes ascendentes de, aire que causan el desplazamiento hacia arriba de las pequeñas partículas de granizo. El origen de las pequeñas áreas positivas cerca de la base de la nube (fig. 2.21) es aún motivo de discusión. Podrían aparecer por la acción de las ráfagas convectivas ascendentes que están cargadas positivamente. Es probable que las muy diversas propiedades eléctricas de las nubes de tormenta (de nube a nube y dentro de cada nube, a medida que se van desarrollando) no puedan ser explicadas en forma única por ninguna de las teorías existentes sobre generación de cargas. Generalmente, el rayo comienza más o menos al mismo tiempo que la precipitación. Puede producirse entre la parte inferior de la nube y el suelo (que tiene una carga local inducida positiva). La primera fase de la descarga (conductor), que traslada hacia abajo cargas negativas de la

nube, se encuentra cerca del suelo con una corriente de retorno que transporta rápidamente hacia arriba cargas positivas a lo largo del canal de aire ionizado que ya se ha formado. De la misma manera que el conductor es neutralizado por la corriente de retorno, esta última es neutralizada a su vez dentro de las nubes. Las descargas siguientes, conductoras y de retorno, penetran en las regiones más elevadas de las nubes hasta que se agota temporalmente toda la carga negativa. El destello total dura típicamente sólo unos 0,2 segundos. Otras descargas más frecuentes se producen dentro de una nube o entre nubes. El calentamiento excesivo y la explosión expansiva del aire inmediato a la trayectoria del rayo originan ondas sonoras intensas, que producen el trueno. El sonido viaja a unos 300 m/seg. Relámpagos y rayos son sólo un aspecto del ciclo de la electricidad atmosférica. Durante el buen tiempo, la superficie de la tierra está cargada negativamente y la ionosfera positivamente. El gradiente potencial de este campo eléctrico vertical durante el buen tiempo es de unos 100 V/m, mientras que bajo una nube tormentosa puede exceder los 1000 V/m. El «potencial de rotura» para que los relámpagos se den en aire seco es de 3 X106 V/m pero es diez veces superior al mayor de los campos observados en las nubes tormentosas. De ahí la necesidad de procesos de carga de los cristales de hielo/gotitas de nubes localizados, como ya se ha descrito, para iniciar los destellos. Los iones atmosféricos pueden conducir la electricidad a tierra, por lo que debe partir de ella una corriente de retorno que mantenga el campo eléctrico observado. Uno de los manantiales de esta corriente lo constituye la lenta «descarga puntual», desde objetos tales como edificios y árboles, de iones que transportan la carga positiva inducida por la base negativa de la nube tormentosa. Existen corrientes ascendentes similares por encima de las nubes tormentosas. Otra de las fuentes (cuyo efecto global se estima que es menor) es el transporte hacia arriba, mucho más rápido, de cargas positivas por los rayos, que dejan la tierra cargada negativamente. La actuación conjunta de estas tres corrientes alimentadoras en las aproximadamente 1800 que se producen sobre la tierra en cualquier momento se cree que es suficiente para compensar las fugas aire-tierra y este número parece estar en razonable acuerdo con los datos de observaciones. El relámpago es un riesgo ambiental significativo. Sólo en los Estados Unidos hay un promedio de casi 100 muertes anuales como resultado de accidentes debidos a rayos. Los rusos han notificado algunos éxitos en la disipación de tormentas de granizo perniciosas mediante el uso de bombas de artillería y cohetes dirigidos por radar para inyectar yoduro de plata en porciones de nubes con un alto contenido de agua líquida que hiela el agua superenfriada

disponible, previniendo su acumulación como capas en los cristales de hielo crecientes. Los intentos de «drenar» las cargas de rayos mediante la siembra de nubes .con yoduro de plata o con millones de agujas metálicas han producido resultados aún más inciertos. I.

TIPOS Y CARACTERÍSTICAS DE LAS PRECIPITACIONES

En sentido estricto, el término «precipitación» se aplica a todas las formas de agua, líquidas y sólidas (págs. 112-113) —lluvia, cellisca, nieve, granizo, rocío, escarcha, niebla y escarcha dura (acumulación de hielo sobre objetos por congelación a causa del impacto de gotas de niebla subenfriadas)—, pero, en general, sólo la lluvia y la nieve contribuyen de manera significativa a los totales de precipitación. En muchas partes del mundo pueden emplearse las palabras lluvia y precipitación como sinónimos. Los datos que aparecen en la sección siguiente se refieren a la lluvia, puesto que resulta más difícil efectuar mediciones de la nieve con el mismo grado de exactitud. Debe ponerse de relieve que los registros de precipitaciones son sólo estimas. Los factores de localización del emplazamiento, altura del aparato, turbulencia a pequeña y gran escala en el flujo del aire, salpicado y evaporación introducen errores en las tomas. La caída de la nieve está particularmente influenciada por los efectos del viento que pueden traducirse en una disminución de las estimas de un 50 % respecto del valor real., 1.

Características de la precipitación

Hay muchas mediciones por las que pueden describirse los diversos atributos de la precipitación, tanto a largo plazo como desde el punto de vista de cada tormenta en particular. Tradicionalmente, los parámetros a largo plazo, como son la precipitación anual media, la variabilidad anual y las tendencias interanual, han interesado mucho a los geógrafos, y en el capítulo final (véase cap. 8, A) se tratan estos parámetros estadísticos. Sin embargo, especialmente para las consideraciones hidrológicas se estudian cada vez más las características y relaciones de cada borrasca por separado y resulta posible apuntar aquí algunos de los hechos más corrientemente observados. Las observaciones del tiempo indican normalmente la cantidad, duración y frecuencia de la precipitación, lo que permite determinar las características que pueden deducirse de éstas. A continuación se estudian tres de ellas.

Fig. 2.22 Relación generalizada entre la intensidad y la duración de la precipitación en Washington, D. C. (según Yarnell, 1935). a. Intensidad de la lluvia. La cantidad (= cantidad/duración) de la lluvia durante cada borrasca, o durante un período aún más corto es de vital interés para los hidrólogos que tratan de prevenir las riadas, así como para los que tratan de evitar la erosión del suelo. Para determinar, la intensidad, que varía marcadamente en el intervalo de tiempo seleccionado, son necesarios gráficos de la cantidad de lluvia caída por unidad de tiempo («hietogramas»): Las intensidades medias para períodos cortos (lluvias del tipo tormentoso), son mucho mayores que las que corresponden a intervalos de tiempo más largos, tal como ilustra la figura 2.22 para Washington, D. C. En el caso de cifras extremas para distintos puntos de la tierra (fig. 2.23), la intensidad registrada durante 10 minutos es aproximadamente tres veces mayor que la registrada durante 100 minutos y ésta excede en la misma proporción a la intensidad registrada en 1000 minutos (es decir, 16½ horas). La lluvia de gran intensidad se caracteriza por un mayor tamaño de las gotas más que por un mayor número de gotas. Por ejemplo, con intensidades de precipitación de 0,1, 1,3 y 10,2 cm/h, los diámetros de gotas más frecuentes son 0,1, 0,2 y 0,3 cm, respectivamente. En América del Norte se considera que cuando las cantidades recogidas diariamente sobrepasan los 1,3 cm, la lluvia puede desempeñar un papel importante en la erosión de barrancos. El 90 % de la precipitación anual en el Golfo de México es superior a esta cantidad, mientras que en la Gran Cuenca lo es sólo el 20 %. b. Extensión superficial de una borrasca. Las cantidades totales de lluvia registradas en el intervalo de tiempo dado varían de acuerdo con el

Fig. 2.24 Curvas envolventes de la relación profundidad/duración de la precipitación máxima correspondientes a zonas de menos de 1275 km2 de extensión en los Estados Unidos (según Berry, Bollay y Beers, 1945). tamaño de la zona que se considera, presentando una relación análoga a la de la duración e intensidad de la lluvia. Las lluvias máximas registradas en 24 horas sobre áreas de diferente extensión en Estados Unidos (hasta 1960) fueron las siguientes: Kilómetros cuadrados cm 25,9 98.3 25,9 89,4 25,9 76,7 25,9 30,7 25,9 10,9 (Según Gilman, 1964). La figura 2.24, basada en datos de este tipo, ilustra la cantidad máxima de lluvia que era de esperar en Estados Unidos para una extensión de borrasca determinada y para una duración dada. c. Frecuencia de las borrascas. Otro dato de gran utilidad lo constituye el período medio de tiempo dentro del cual se puede esperar que se produzca una sola vez una lluvia de una intensidad determinada) Esto se conoce con el nombre de «intervalo de recurrencia» o «período de

Fig. 2.25 Representaciones de la precipitación /duración /frecuencia de las precipitaciones máximas diarias respecto a una serie de estaciones desde el desierto del Jordán hasta una elevación de 1482 m en las Filipinas monzónicas (según Rodela, 1970; Linsley y Franzini, 1955; y Ayodae, 1976). retorno». La figura 2.25 proporciona este tipo de información sobre la cantidad y duración de la lluvia para seis estaciones distintas. De ella, por ejemplo, se desprendería que como promedio es probable que se produzca cada, veinte años, una lluvia de 24 horas de duración de por lo menos 95 mm en Cleveland y de 216 mm en Lagos. Sin embargo, este período medio de retorno no significa que dichas lluvias tengan que producirse necesariamente en los años veinte de un determinado período. Incluso pueden producirse en el primer año. Estas estimas requieren disponer de largos períodos de datos de observación, pero las relaciones aproximadamente lineales que aparecen en dichos gráficos son de gran significado práctico para el proyecto de los sistemas de control de riadas. Se han llevado a cabo numerosos estudios sobre casos de temporales

de lluvia en distintas áreas climáticas. En la figura 2.22 A y B se muestran dos ejemplos del sudoeste de Inglaterra y de China. El primero fue un temporal de lluvia de 24 horas de duración con un período de repetición estimado de 150 a 200 años, y el segundo un temporal de 100 años de período de repetición y las cifras muestran las precipitaciones caídas durante una hora. A pesar de la menor asistencia orográfica y el menor período de recurrencia, la tormenta de Hong Kong tuvo tres veces la intensidad máxima por hora y su núcleo tuvo un área diez veces mayor que la tormenta de Inglaterra. 2. Tipos de precipitación Ahora estamos en disposición de relacionar todos los hechos que acabamos de mencionar con lo tratado en secciones anteriores para explicar los tipos de precipitación. Un punto de partida muy conveniente consiste en hacer la clasificación habitual en tres tipos principales —precipitación convectiva, ciclónica y orográfica— según la manera en que se ha supuesto que se elevaba el aire. Para este análisis es esencial tener algún conocimiento de las borrascas. Se estudiarán éstas en capítulos posteriores, pero para el lector no familiarizado con el tema damos a continuación unas breves ideas al respecto. a Precipitación de tipo convectivo. Está asociada con los cúmulos en forma de torre (cumulus congestus) y con los cumulonimbos. Pueden distinguirse tres categorías, según los distintos modos de distribución en el espacio.

⍺) A causa del fuerte calentamiento de la tierra en verano, se originan células convectivas dispersas, especialmente cuando la baja temperatura de la estratosfera superior facilita la liberación de inestabilidad convectiva o condicional (véase cap. 2, E) La precipitación, a menudo en forma de granizo, es del tipo tormentoso, aunque no se producen necesariamente relámpagos y truenos. Las áreas afectadas por estas fuertes lluvias dispersas, que duran

Fig. 2.26 Distribución de la precipitación en mm. A Sobre Exmoor, Inglaterra, durante un período de 24 horas el 15 de agosto de 1952. El 75 % de la precipitación tuvo lugar durante un período de 7 horas y un 18% en una hora (de Dobbie y Wolf, 1953), B Sobre Hong Kong durante las 6,30 a las 7.30 horas el 12 de junio de 1966 (de So, 1971).

generalmente de ½ a 1 hora, son bastante limitadas, del orden de 20 a 50 km2. β) Cuando pasa sobre una superficie más caliente aire húmedo e inestable, puede formarse lluvia, nieve o granizo blando. Las células convectivas que se mueven con el viento pueden originar una «estela» de precipitación paralelamente a la dirección del viento (lám. 10), aunque en el transcurso de varios días las trayectorias e intensidades variables de estas estelas tienden a enmascarar su aspecto. Dos lugares en los que se pueden dar estas células son: paralelamente, a un frente frío superficial en el sector cálido de una depresión (a veces como una línea de turbonada) o bien paralelamente y en la cabeza

de un frente cálido (véase cap. 4, D). Por consiguiente, la precipitación está muy extendida, aunque dura poco en cualquier parte. γ) En los ciclones tropicales las células de cumulonimbos se organizan alrededor del vórtice en bandas giratorias (véase capítulo 6, C.2). Especialmente en la fase de disipación de dichos ciclones, que se produce de una manera típica sobre tierra, la lluvia puede ser muy fuerte y prolongada, afectando a áreas de miles de kilómetros cuadrados. b Precipitación de «tipo ciclónico». Las características de la precipitación varían según el tipo de sistema de presión y su edad, pero el mecanismo esencial es el ascenso del aire por la convergencia horizontal de corrientes en una zona de bajas presiones (véase capítulo 3, B.1). En las depresiones extratropicales, este hecho se ve aumentado por la elevación de aire caliente y menos denso a lo largo de la separación en masas de aire (véase cap. 4, D.2). Tales depresiones originan precipitaciones moderadas y generalmente continuas sobre áreas muy extensas, a medida que se mueven hacia el Este, en los cinturones de vientos del Oeste situados entre 40° y 65° de latitud. La zona de lluvia en la parte anterior de la borrasca puede afectar a una localidad que se encuentre a su paso durante un tiempo que oscila entre 6 y 12 horas, mientras que la zona posterior da un período más corto de precipitación, de tipo tormentoso. Por lo tanto, estos sectores se distinguen a veces en las clasificaciones de las precipitaciones y en la tabla 5.3 se ilustran más detalladamente. Las depresiones polares (véase cap. 4, G.3) combinan los efectos de la convergencia de corrientes de aire y la actividad convectiva de la categoría a β) mencionada anteriormente, mientras que las vaguadas del cinturón ecuatorial de bajas presiones dan precipitación convectiva como resultado de una convergencia de corriente de aire en los vientos del Este (véase capítulo 6, C.1). c. Precipitación orográfica. La precipitación orográfica se considera comúnmente como perteneciente a un tipo con características propias, pero esto requiere una especial consideración. Las montañas no contribuyen de una manera particularmente eficaz a eliminar la humedad de las corrientes de aire que cruzan por encima de ellas, pero sin embargo, como la precipitación cae repetidamente más o menos en los mismos lugares, los totales de lluvia acumulada son elevados. La orografía, según la alineación y el tamaño de la cadena, puede a) provocar la inestabilidad condicional o convectiva por dar al aire un movimiento inicial ascendente o por desigual calentamiento de las laderas de la montaña, β) aumentar la precipitación ciclónica frenando la velocidad con que se mueve el sistema depresionario y γ) causar convergencia y elevación por el efecto de embudo que ejercen los valles sobre las corrientes de

aire. En las zonas de latitudes medias en las que la precipitación es predominantemente de origen ciclónicos, los efectos orográficos tienden a aumentar tanto la frecuencia como la intensidad de la precipitación invernal, mientras que durante el verano y en los climas continentales, con un nivel de condensación más elevado, el efecto principal del relieve es la activación ocasional de intensas precipitaciones de tipo tormentoso. La influencia orográfica se da sólo en la proximidad de suelos altos en el caso de una atmósfera estable. Los estudios más recientes llevados a cabo con la ayuda del radar muestran que el efecto principal en este caso es de redistribución, mientras que en el caso de una atmósfera inestable parece que aumenta la precipitación, o por lo menos hay una redistribución a mayor escala, dado que los efectos orográficos pueden extenderse muy bien en la dirección del viento, dada la activación de las franjas de lluvia mesoscálicas (véase fig. 4.10). Pueden mencionarse dos casos especiales de efectos orográficos. Uno de ellos es la influencia general del rozamiento superficial, que puede contribuir a la formación de capas de estratos o estratocúmulos cuando las demás condiciones son apropiadas (véase cap. 2, C.2). En estas circunstancias sólo hay que esperar precipitación de tipo débil (llovizna, lluvia débil o granos de nieve). El otro caso se presenta cuando el rozamiento frena una corriente de aire que se mueve desde la costa hacia el interior, Bergeron ha dado cuenta de un ejemplo de la convergencia y elevación que este proceso puede iniciar. Durante un período de 24 horas, en octubre de 1945, una corriente de aire del Oeste-Sudoeste produjo sobre Holanda una zona de precipitación (3 cm o más) —resultado de convergencia y elevación por rozamiento— al cruzar la estrecha zona de dunas que bordean la costa y que tiene sólo algunos metros de altura. Sobre el resto del país, que es casi completamente llano, se desarrolló una serie de ondas orográficas en la corriente troposférica a sotavento de la costa (véase fig. 3.10, por ejemplo), y dichas ondas originaron una serie de bandas transversales (Norte-Sur) de precipitación de hasta 2 cm. Al día siguiente, el flujo superficial había cambiado poco, pero un descenso de la temperatura desde — 20°C a — 28°C en el nivel de 500 mb alteró la estabilidad vertical, de manera que se deshicieron las ondas orográficas y la distribución de la precipitación presentó bandas de convección, de hasta 4 cm por día, paralelas a la dirección del viento en tierra. 3. Variaciones regionales en el máximo de precipitación con la altura El aumento de precipitación con la altura es una característica de todas las regiones del mundo, a pesar de que los actuales perfiles de precipita-

Fig. 2.27 Curvas generalizadas que indican la relación entre la altura y la precipitación anual media correspondiente a las laderas de las montañas orientadas al Oeste en América del Norte y central. Los puntos dan alguna indicación acerca de la gran dispersión de las distintas lecturas de la precipitación (adaptado de Hastenrath, 1967, y Armstrong y Sridd, 1967). ción difieren regionalmente y según las estaciones. En las latitudes medias puede observarse un aumento hasta los 3000-4000 m, como en el caso de las Montañas Rocosas de Colorado y en los Alpes. En la Inglaterra occidental con montañas de unos 1000 m, los máximos niveles de precipitación se registran a sotaventó de las cimas. Esto refleja probablemente la tendencia general del aire a seguir elevándose durante un cierto tiempo una vez cruzada la línea de cumbres, y el retraso necesario para la precipitación después de producirse condensación. Sobre las estrechas franjas de las tierras altas, la distancia horizontal puede ser insuficiente para que haya tiempo para una formación de nubes máxima y para que se dé la precipitación. Sin embargo, otro factor importante para el total de lluvia registrada puede ser el efecto de la turbulencia que las montañas originan en la corriente de aire. Los estudios realizados en Baviera, en el observatorio de Hohenpeissenberg muestran que los pluviómetros corrientes pueden sobreestimar la lluvia en un 10 % aproximadamente en las laderas a sotavento y subestimarla en un 14 % en las laderas expuestas al viento. En las regiones tropicales y subtropicales, el valor de la precipitación es máximo por debajo de las cimas de las montañas, a un determinado nivel, a partir del cual disminuye a medida que se asciende hacia las crestas. Las observaciones son generalmente dispersas en los trópicos, pero numerosas mediciones efectuadas en Java demuestran que la elevación media a la que corresponde mayor precipitación es aproximadamente de 1200 metros. Por encima de los 2000 metros el descenso de las canti-

dades se hace bastante marcado. Estas circunstancias se han registrado también en Hawái y, con una elevación bastante mayor, en las montañas de África Oriental (véase capítulo 6, E.3). La figura 2.27 A indica que, a pesar de la diferencia entre los datos recogidos en las distintas estaciones, este efecto es claramente aparente a lo largo de las tierras altas de Guatemala próximas al Pacífico. Más al norte, siguiendo la costa, se observa de nuevo un máximo de precipitación por debajo de las cimas de las montañas en Sierra Nevada, a pesar de que el efecto protector de la cadena costera introduce algunas complicaciones (fig. 2.27 B), pero en los Montes Olímpicos de Washington, la precipitación aumenta a medida que crece la altura, siendo máxima en las cumbres (figura 2.27 C). Tal como se ha mencionado anteriormente, los valores de la pluviosidad observados en las cimas de las montañas pueden ser inferiores a los auténticos, debido a la existencia de remolinos; esto es especialmente cierto cuando la mayor parte de la precipitación es en forma de nieve, qué es fácilmente arrastrada a otros lugares. Una de las explicaciones de esta diferencia orográfica entre la precipitación en las regiones tropicales y en las templadas se basa en el hecho de que, en las primeras, existe una concentración de humedad en una capa bastante superficial (véase cap. 6, A). Gran parte de la precipitación orográfica proviene al parecer, de las nubes calientes (especialmente cumulus congestus), que están formadas por gotitas de agua y que generalmente tienen un límite superior a unos 3000 metros. Es probable que la altura de la zona de pluviosidad máxima esté próxima a la base media de las nubes, puesto que es en este nivel donde el tamaño y el número de gotas que caen es máximo. Por consiguiente, las estaciones situadas por encima del nivel medio de la base de las nubes reciben tan sólo un tanto por ciento del incremento debido a la orografía. En las latitudes templadas y especialmente en invierno, gran parte de la precipitación proviene de nubes estratiformes que normalmente alcanzan gran espesor en la troposfera. En este caso, la porción de la nube que se encuentra por debajo del nivel de la estación meteorológica tiende a ser menor. Estas diferencias relativas al tipo y espesor de las nubes son apreciables, incluso de un día, para otro, en las latitudes medias, tal como lo han demostrado detallados estudios realizados en los Alpes bávaros. Similarmente, se observan también variaciones en la altura del nivel de condensación medio y la zona de precipitación máxima. Por ejemplo, en las montañas de Asia central (Pamir y Tien Shan), se ha comprobado que el máximo tiene lugar a unos 1500 metros en invierno y a 3000 metros en verano.

4. Distribución mundial de la precipitación Una ojeada a los mapas de cantidad de precipitación correspondientes a diciembre-febrero y junio-agosto (fig. 2.28) indica que (las distribuciones son considerablemente más complejas que, por ejemplo, las de temperatura medias (véase fig. 1.15). La comparación de la figura 2.28, con el perfil meridiano de precipitación media para cada latitud (véase fig. 2.4 A), (pone de relieve la marcada variación longitudinal que se superpone a la configuración zonal. Esta última tiene tres características principales: un máximo ecuatorial, que, al igual que el ecuador térmico, está ligeramente desplazado hacia el hemisferio norte; totales muy bajos en las latitudes altas, y mínimos secundarios en las latitudes subtropicales. La figura 2.28 demuestra por qué las zonas subtropicales no aparecen como particularmente secas en el perfil meridiano a pesar de la conocida aridez del cinturón subtropical de altas presiones (véase cap. 3, C.3 y cap. 5, D.2). En estas latitudes, la parte este de los continentes recibe lluvias considerables en verano. En vista de los numerosos factores que intervienen en el proceso, ninguna explicación breve de estas distribuciones de precipitación puede resultar muy satisfactoria. En los capítulos 5 y 6 se examinan diversos aspectos de los regímenes de precipitación seleccionados, después de considerar las ideas fundamentales acerca del movimiento atmosférico, las masas de aire y las zonas frontales. En el apéndice I.C se pone de relieve una clasificación de los cinturones de viento y de las características de la precipitación. Quizás en este momento baste con hacer notar los factores que se han tenido en cuenta al estudiar la figura 2.28.

⍺) El límite impuesto al contenido máximo de humedad de la atmósfera por la temperatura del aire. Esto es importante en las latitudes altas y en invierno en el interior de los continentes. β) Las más importantes zonas latitudinales de afluencia de humedad a causa de la advección atmosférica. Esto es, en sí mismo, un reflejo de los sistemas globales de viento y de sus perturbaciones, (es decir, los sistemas de los alisios convergentes y los vientos ciclónicos del Oeste, en particular). γ) La distribución de las masas de tierra., Hay que hacer notar que el hemisferio sur no tiene las grandes zonas continentales, de latitudes medias, vastas y áridas, que tiene el hemisferio norte. La extensión oceánica del hemisferio sur hace que, a causa de las borrascas de latitudes medias, la precipitación zonal media correspondiente a 45°S sea aproximadamente un tercio mayor que la del hemisferio norte a 50°N (véase fig. 2.4 A). Otra de las mayores características no zonales es la existencia de. los regímenes monzónicos, especialmente en Asia.

δ) - La distribución dejas zonas montañosas con respecto a los vientos localmente dominantes, 5.

Sequía

El término sequía implica una ausencia de precipitación significativa durante un período lo bastante largo como para causar déficits en la humedad del suelo debidos a la evapotranspiración y a los descensos en el caudal de las corrientes, que causan las actividades biológicas y humanas normales. Así, pueden darse condiciones de sequía en algunas partes de Gran Bretaña tras sólo tres semanas sin lluvia, mientras que algunas áreas de los trópicos experimentan regularmente muchos meses secos sucesivos. Todas las regiones padecen de condiciones de sequía temporales pero de recurrencia irregular, pero particularmente aquéllas con climas marginales, influenciados alternativamente por distintos mecanismos climáticos. Las sequías se asocian pues especialmente con: ⍺) Aumentos en la persistencia y la superficie de las células de altas presiones subtropicales. La sequía en el sur de Israel se ha visto que se relaciona significativamente con este mecanismo. Las principales sequías en el Sahel africano a principios de los años setenta también han sido atribuidas a una expansión hacia el este y el sur del anticiclón de las Azores. β) Los cambios en la circulación monzónica veraniega, que causan un retraso o falta de las incursiones del aire tropical marítimo, como puede suceder en el norte de Nigeria o en el Punjab en la India. γ) Las bajas temperaturas en las superficies oceánicas producidas por cambios en las corrientes o por un afloramiento aumentado de las aguas frías. La precipitación en California y Chile puede verse afectada por mecanismos de este tipo (véase pág. 147), y la precipitación adecuada en la región propensa a las sequías del nordeste del Brasil parece que depende mucho de las temperaturas altas de la superficie del mar en el cinturón comprendido entre los 0°-15°S del Atlántico Sur. δ) El desplazamiento de las bandas tormentosas de las latitudes medias asociadas ya sea con la expansión circumpolar de los vientos del oeste hacia las latitudes inferiores, o con el desarrollo de formas de bloqueo persistentes de la circulación en las latitudes medias (véase fig. 3:33). Se ha sugerido que las sequías en las Grandes Llanuras al este de las Rocosas en los decenios de 1890 y 1930 se debieron a cambios de este tipo en la circulación general. Sin embargo, las sequías de los años diez y cincuenta en esta misma área fueron causadas por altas presiones persistentes en el sudeste y por el desplazamiento hacia el norte de bandas tormentosas (véase fig. 2.29).

Fig. 2.29 Áreas de sequía del centro de Estados Unidos basadas en las áreas que reciben menos del 80 % de las precipitaciones normales en julio-agosto (según Borchert, 1971). Está claro que las sequías más severas y prolongadas comprenden combinaciones de diversos mecanismos. La prolongada sequía del Sakel, —una zona de 3000 X 700 km a lo largo del borde meridional del Sahara desde Mauritania hasta el Chad— que empezó en 1969 y siguió hasta mediados de los años setenta, se ha atribuido a diversos factores. Éstos incluyen una expansión del vértice circumpolar occidental, el desplazamiento del cinturón subtropical de altas presiones hacia el ecuador, bajas temperaturas de la superficie marina en el Atlántico Norte oriental y la «desertificación» debida al sobrepastoreo. La desaparición de la vegetación, que aumenta el albedo superficial, se cree que desemboca en una reducción de la precipitación. No existen pruebas de que el anticiclón subtropical fuera más al sur, pero durante los años de sequía se produjo un flujo de aire seco más fuerte del este a través de África.

Desde mayo de 1975 hasta agosto de 1976, partes del noroeste de Europa desde Suecia al oeste de Francia experimentaron severas sequías. El sur de Inglaterra recibió menos del 50 % de su precipitación promedio, la sequía más prolongada y severa desde que empezaron los registros en 1727. Las causas inmediatas de este régimen fueron el establecimiento de un cinturón de bloqueo persistente de altas presiones sobre el área, que desplazó bandas de depresiones de 5°-10° de latitud hacia el norte hacia el Atlántico Norte occidental. Más lejos, la circulación sobre el norte del Pacífico había cambiado más pronto, con el desarrollo de una célula de altas presiones más fuerte y hubo vientos del oeste de alto nivel más fuertes quizás asociados con una superficie marina más fría que su prome-' dio habitual. Los vientos del oeste fueron desplazados hacia el norte tanto sobre el Atlántico como sobre el Pacífico. Sobre Europa, las condiciones de sequedad en la superficie aumentaron la estabilidad atmosférica, mermando ulteriormente la posibilidad de precipitación. RESUMEN La humedad atmosférica puede describirse como la masa absoluta de humedad por unidad de masa (o volumen) de aire, como una proporción del valor de saturación, o en términos de la presión del vapor de agua. Cuando es enfriado a presión constante, el aire se vuelve saturado a la temperatura del punto de rocío. Los componentes del balance de humedad superficial son la precipitación total (incluyendo la condensación en la superficie), la evaporación, el cambio en el almacenamiento de agua en el suelo o en una capa de nieve y la pérdida (en la superficie o en el suelo). La tasa de evaporación viene determinada por la energía disponible, la diferencia superficie-aire en cuanto a presión de vapor y la velocidad del viento, asumiendo que la cantidad de humedad sea ilimitada. Si la humedad es limitada, la tasa se ve afectada/por la tensión de agua del suelo, y por factores debidos ' a las plantas. La evapotranspiración se determina mejor mediante un lisímetro. También puede ser calculada mediante fórmulas basadas en el balance energético, o por el método del perfil aerodinámico usando los gradientes medios de la velocidad del viento, la temperatura y el contenido en humedad cerca del suelo. La condensación en la atmósfera puede tener lugar por evaporación continuada en el aire; por mezcla de aire de distintas temperaturas y presiones de vapor, de forma que se alcance el punto de saturación; o por enfriamiento adiabático del aire por elevación hasta que se alcanza el nivel de condensación.

EI aire puede ser elevado por inestabilidad debida a calentamiento superficial o por turbulencia mecánica, por el ascenso en una zona frontal o por ascenso forzado sobre una barrera orográfica. La inestabilidad es determinada por la tasa real de descenso de la temperatura con la altura en la atmósfera relativo a la tasa adiabática apropiada. El gradiente adiabático del aire seco es de 9,8°C/km; el gradiente adiabático del aire saturado es menor que el primero debido al calor latente liberado por condensación. Es mínimo (de unos 5°C/km) a altas temperaturas, pero se aproxima al gradiente adiabático del aire seco a temperaturas inferiores a cero. La condensación requiere la presencia de núcleos higroscópicos tales como partículas de sal en el aire. Sí no, tiene lugar la supersaturación. De forma similar, los cristales de hielo sólo se forman naturalmente en las nubes que contienen núcleos de congelación (partículas de minerales y arcilla). Si no es así, las gotitas de aire pueden superenfriarse hasta — 39°C. Tanto las gotitas superenfriadas como los cristales de hielo pueden presentarse en nubes con temperaturas de — 10 a — 20°C. Las nubes se clasifican en nueve tipos básicos (y veintisiete subtipos), de acuerdo con la altitud y la forma de la nube. Los satélites están proporcionando nueva información sobre las disposiciones espaciales de la nubosidad. Las gotas de lluvia no se forman directamente por crecimiento de las gotitas de las nubes por condensación. Pueden intervenir dos procesos coalescencia de las gotitas de diferentes tamaños que caen, y el crecimiento de los cristales de hielo por depósito de vapor (el proceso Bergeron-Findeisen). Las nubes bajas pueden ser sembradas naturalmente mediante cristales de hielo de las capas de nubes superiores, o por introducción de núcleos de congelación artificiales. El proceso de congelación parece ser un elemento principal en la electrificación de las nubes durante las tormentas. El relámpago juega un papel clave en el mantenimiento del campo eléctrico entre la superficie y la ionosfera. La lluvia se describe estadísticamente por su intensidad, su área de extensión y la frecuencia (o intervalo de recurrencia) de las tormentas. Comúnmente se distinguen los tipos de precipitación convectiva y ciclónica; la orografía generalmente intensifica la precipitación en las laderas de barlovento, peí o existen diferencias geográficas en este efecto de la altura. Las sequías pueden darse en muchas regiones climáticas distintas dada la diversidad de sus causas.

3

El movimiento atmosférico

En cierto aspecto, la atmósfera se asemeja a una gigantesca máquina térmica en la que la diferencia constante de temperatura existente entre los polos y el ecuador proporciona la energía necesaria para la circulación atmosférica. La transformación de energía calorífica en energía cinética puede implicar un ascenso o descenso del aire, pero los movimientos verticales son generalmente mucho menos evidentes que los horizontales, que pueden abarcar amplias zonas y persistir durante períodos de tiempo que oscilan (entre algunos días y varios meses) Sin embargo, antes de considerar estos aspectos globales, es importante determinar las leyes que rigen, el movimiento del aire. El campo gravitatorio de la tierra, con su efecto descendente, da lugar el descenso de presión que se observa lejos de la superficie terrestre, que se representa en la distribución vertical de la masa atmosférica (fig. 1.4). Este mutuo equilibrio entre la fuerza gravitatoria y el gradiente de presión vertical se denomina equilibrio hidrostático (pág. 24). Este equilibrio, conjuntamente con la estabilidad general de la atmósfera y su escaso espesor, limita en gran manera los movimientos verticales del aire. Por término medio, la velocidad de los vientos horizontales es del orden de varios centenares de veces mayor que la de los movimientos verticales, aunque se producen algunas excepciones, particularmente en las borrascas convectivas. A. LEYES DEL MOVIMIENTO HORIZONTAL El movimiento del aire en las proximidades de la superficie terrestre está controlado por cuatro factores: la fuerza del gradiente de presión, la

fuerza de Coriolis, la aceleración centrípeta y las fuerzas de rozamiento La causa primordial del movimiento del aire es el desarrollo de un gradiente de presión horizontal y el hecho de que este gradiente puede persistir (más que ser destruido por el movimiento del aire hacia las bajas presiones) es el resultado del efecto de la rotación de la tierra que produce la fuerza de Coriolis. 1.

La fuerza del gradiente de presión

La fuerza del gradiente de presión tiene componentes verticales y horizontales pero como ya se ha dicho, la componente vertical está más o menos equilirada con la fuerza gravitatoria. Las diferencias de presión en el espacio, que pueden ser debidas a causas mecánicas o térmicas (a veces de difícil distinción), controlan los movimientos horizontales de las masas de aire. En efecto, el gradiente de presión es la fuerza que ocasiona el movimiento del aire desde las zonas de altas presiones hacia las de bajas presiones, aunque existen otras fuerzas que le impiden atravesar directamente las isobaras (líneas de igual presión) El gradiente de presión por unidad de masa, perpendicular a las isobaras se expresa matemáticamente como

Fig. 3.1 Efecto de la desviación de Coriolis sobre un cuerpo que se mueve desde el centro al borde de un disco giratorio.

donde p = densidad del aire y dp/dn = gradiente horizontal de presión. Por consiguiente cuanto más juntas estén las isóbaras, más intenso será el gradiente de; presión y mayor la velocidad del viento La fuerza del gradiente de presión es también inversamente proporcional a la densidad del aire y esta relación es de especial importancia para comprender el comportamiento de los vientos en altura. 2.

Fuerza desviadora de la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis)

La fuerza de Coriolis es una consecuencia del hecho de que el movimiento de las masas de aire sobre la superficie de la tierra está generalmente referido a un sistema de coordenadas móvil (por ejemplo, la red de meridianos y paralelos que gira con la tierra). El método más sencillo para hacer ver la manera en que actúa esta fuerza desviadora consiste en dibujar un disco giratorio sobre el que se encuentren varios objetos, que son desviados. La figura 3.1 muestra el efecto de esta fuerza desviadora sobre una masa que se mueve sobre un disco giratorio desde el centro hacia el borde. El cuerpo sigue una trayectoria rectilínea con relación a un sistema de

Fig. 3.2 Efecto de la desviación de Coriolis sobre un disco giratorio. A. Un observador situado en X ve el objeto P e intenta lanzar una pelota hacia él. En ambos casos el sentido de giro es el contrario al de las agujas del reloj. B. El observador se encuentra en X' y el objeto en P´. Para el observador la pelota parece seguir una trayectoria curvilínea y llega hasta Q. El observador no tiene en cuenta el hecho de que P se movía hacia su izquierda y que el recorrido de la pelota está influido por el impulso inicial debido a su propia rotación.

referencia fijo (por ejemplo, una caja que contiene un disco giratorio), pero en relación con las coordenadas que giran con el disco se desvía hacia la derecha de su línea inicial de movimiento. Este efecto puede apreciarse claramente si se traza con un lápiz una línea sobre un disco blanco que gire. La figura 3.2 ilustra un caso en que el movimiento no parte del centro del disco y el objeto posee una cantidad de movimiento inicial respecto a su eje de rotación. En el caso análogo de la rotación de la tierra (con la longitud y la latitud como coordenadas giratorias de referencia) existe una desviación aparente de los objetos en movimiento, hacia la derecha de su trayectoria en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur, para un observador situado en la tierral La fuerza desviadora (por unidad de masa) se expresa mediante —2ωV sen φ donde ω = velocidad angular de rotación (15°/h o radianes/h para la tierra = 7,29 X 10 3 radianes/s); φ ,= latitud, y V = velocidad de la masa. 2 ω sen φ se conoce con el nombre de parámetro del Coriolis (f). La magnitud de la desviación es directamente proporcional a: a) la velocidad horizontal del. aire (es decir, sobre el aire que se mueve, por ejemplo, a 11 m/s, actúa una fuerza que es la mitad de la que actuaría si el aire se moviese a 22 m/s), y b) al seno de la latitud (sen 0o = 0; sen 90° = 1). Por consiguiente, este efecto es máximo en los polos (es decir, donde el plano de la fuerza desviadora es paralelo al plano de la superficie terrestre) y disminuye con la latitud anulándose en el ecuador (donde no existe componente de la desviación en un plano paralelo a la superficie). Los valores de f varían con la latitud, tal como se indica a continuación: Latitud 4 f(10 /s)

0° 0

10° 0,25

20° 0,50

43° 1,00

3. Viento geostrófico Las observaciones realizadas en la «atmósfera libre» (por encima del nivel afectado por el rozamiento superficial, entre unos 500 y 1000 m) indican que el viento sopla en dirección aproximadamente perpendicular al gradiente de presión (es decir, paralelamente a las isóbaras) y que, siguiendo la trayectoria del viento, los núcleos de altas presiones quedan a la derecha y los de bajas presiones a la izquierda en el hemisferio norte. Esto implica que, en el caso de movimiento uniforme, la fuerza del gradiente de presión queda equilibrada completamente por la fuerza de Coriolis, que actúa en la misma dirección y en sentido opuesto (fig. 3.3). El viento ideal que cumple con esta condición se denomina «viento geostrófico» y su velocidad (Vᶢ) viene dada por la siguiente fórmula:

 donde dp/dn = gradiente de presión. Por consiguiente, la velocidad del viento geostrófico es inversamente proporcional al seno de la latitud por lo que el mismo gradiente de presión asociado a velocidades de viento geostrófico de 15 m/s (34 mph) en latitudes de 43° producirá velocidades de sólo 10 m/s (23 mph) en latitudes de 90°. A excepción de las latitudes bajas, donde la fuerza de Coriolis es casi nula, el viento geostrófico se aproxima mucho al movimiento del aire observado en la atmósfera libre. Puesto que los sistemas de presión rara vez son estacionarios, este hecho implica que el movimiento del aire debe cambiar constantemente

90° 1,458

La fuerza de Coriolis actúa siempre perpendicularmente a la dirección del movimiento del aire hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierdea en el hemisferio sur. La rotación de la tierra también produce una componente vertical de rotación alrededor de un eje horizontal. Esta es máxima en el ecuador (cero en los polos), pero es mucho menos importante para los movimientos atmosféricos, dada la existencia de un equilibrio hidrostático. Fig. 3.3

El viento geostrófico en el caso de movimiento uniforme (hemisferio norte).

para buscar un nuevo equilibrio. En otras palabras, se realizan constantemente ajustes mutuos del viento y de los campos, de presiones. El conocido argumento de «causa y efecto», según el cual se forma un gradiente de presión y el aire empieza a moverse hacia las bajas presiones antes de llegar al equilibrio geostrófico, no es más que una desafortunada simplificación de la realidad. 4. Aceleración centrípeta Todos los cuerpos que se mueven siguiendo una trayectoria curva se ven sometidos a una aceleración dirigida hacia su centro de rotación. Esta aceleración (c) se expresa mediante

donde m = la masa en movimiento, V = su velocidad y r = al radio de curvatura. Este factor se considera a veces, por razones de conveniencia, como una fuerza centrífuga que actúa radialmente hacia el exterior,8 Esto es válido también en el caso de la tierra. De hecho, el efecto centrífugo debido a la rotación ha producido el ligero abultamiento del globo terráqueo en las proximidades del ecuador y el ligero achatamiento en los polos. La disminución de la gravedad aparente a medida que nos acercamos al ecuador refleja el efecto de la fuerza centrífuga que actúa contra la atracción gravitatoria dirigida hacia el centro de la tierra. Por consiguiente, sólo será necesario considerar las fuerzas que intervienen en la rotación del aire alrededor de un eje de altas o bajas presiones. En este caso la trayectoria curvilínea que sigue el aire (paralelamente a las isóbaras) se conserva por la acción de una aceleración dirigida hacia dentro o centrípeta. La figura 3.4 indica (para el hemisferio norte) que en un sistema de bajas presiones el flujo equilibrado sigue una trayectoria circular (a la que nos hemos referido como «viento, del gradiente») debido a que la fuerza de Coriolis es menor que la presión. La diferencia entre ambas fuerzas da la aceleración centrípeta neta. En el caso de las altas presiones, la aceleración centrípeta es también debida a la diferencia entre ambas fuerzas, pero entonces es mayor la fuerza de Coriolis. Puesto que suponemos que los gradientes de presión son iguales, las distintas contribuciones de la fuerza de Coriolis en cada caso implican que la velocidad del viento alrededor de un centro de bajas presiones debe tener un valor inferior a

8

La fuerza centrífuga es de igual magnitud que la aceleración centrípeta y de signo contrario.

Fig. 3.4 El viento del gradiente en el caso de movimiento uniforme alrededor de un centro de bajas presiones (a) y otro de altas presiones (b) en el hemisferio norte.

la del viento geostrófico («subgeostrófico»), mientras que en el caso de las altas presiones tenemos vientos «supergeostróficos». En realidad, este efecto está oscurecido por el hecho de que el gradiente de presión en un anticiclón es normalmente mucho más débil que en una baja. Además, el hecho de que la rotación de la tierra sea ciclónica impone un límite a la velocidad del flujo anticiclónico. El máximo se da cuando la velocidad angular es f/2 (=ω sen φ), valor al que la rotación absoluta del aire (vista desde el espacio) es ciclónica. A partir de este punto el flujo anticiclónico se corta («inestabilidad dinámica»). No existe ninguna velocidad máxima en el caso de la rotación ciclónica. La magnitud de la aceleración centrípeta es, en general, pequeña, y sólo adquiere verdadera importancia en el caso de vientos que se mueven a gran velocidad siguiendo trayectorias muy curvadas (es decir, en las proximidades de un sistema de bajas presiones muy intenso). Se presentan dos casos de especial importancia meteorológica: en primer lugar, los ciclones intensos próximos al ecuador, donde puede despreciarse la fuerza de Coriolis, y en segundo lugar, los vórtices de pequeño diámetro, tales como los tornados. En estas condiciones, cuando el fuerte gradiente de presión proporciona la aceleración centrípeta necesaria para que el flujo sea paralelo a las isóbaras, el movimiento, se denomina «ciclostrófico». En todos los casos mencionados se ha supuesto que el flujo es estacionario. Esta simplificación resulta de gran utilidad, pero debe tenerse en cuenta que existen dos factores que rompen el estado de equilibrio: el movimiento en sentido latitudinal, que hace variar el parámetro de Coriolis, y el hecho de que un sistema isobárico, al moverse o cambiar de intensidad, produce una aceleración (positiva o negativa) del aire, que ocasiona un flujo a través de las isóbaras. Los mismos cambios de presión dependen del desplazamiento del aire cuando se rompe el estado de equilibrio. Si el

movimiento del aire fuese puramente geostrófico, no habría crecimiento ni debilitación de los sistemas de presión. La aceleración del aire que se mueve en los niveles superiores, desde una región de Curvatura isobárica ciclónica (viento subgeostrófico) hasta una de curvatura anticiclónica (viento supergeostrófico) ocasiona un descenso de presión en los niveles inferiores a causa del desplazamiento del aire en la altura. El significado de este hecho se estudiará con más detalle en el capítulo 4, F. La interacción de los movimientos horizontales y verticales del aire se describe en el cap. 3, B.2. 5.

Fuerzas de rozamiento

Consideraremos, por último, la fuerza debida al rozamiento del aire con la superficie terrestre, que ejerce un importante efecto sobre su movimiento. Profundizando en nuestro estudio del viento geostrófico, encontramos que en las proximidades de la superficie (por debajo de unos 500 m en los terrenos llanos) el rozamiento que hace que disminuya la velocidad del viento por debajo del valor geostrófico. Esto influye sobre la fuerza deflectora, que depende de la velocidad y que, por consiguiente, disminuye también. A medida que continúan estas dos tendencias, el viento atraviesa cada vez más oblicuamente las isóbaras en la dirección del gradiente de

presión. El grado de oblicuidad aumenta a medida que crece el efecto de rozamiento debido a la superficie terrestre y se aproxima a 25°-35° sobre la tierra y a 10°-20° sobre el mar. Como consecuencia, el viento sigue una trayectoria en espiral (fig. 3.5) análoga a la desviación que experimentan las corrientes oceánicas al disminuir el efecto del rozamiento con el viento cuando aumenta la profundidad. Ambos se conocen con el nombre de «espiral de Ekman», ya que fue este científico quien investigó la variación de las corrientes marinas con la profundidad (véase capítulo 3, F.5). En resumen, el viento superficial (despreciando todo el efecto de curvatura) representa un equilibrio entre la fuerza y fricción del gradiente de presión paralelo al movimiento del aire y entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis perpendicular al movimiento del aire. B.

En estos tres conceptos se encierra la clave necesaria para comprender adecuadamente los estudios meteorológicos modernos sobre el viento y los sistemas isobáricos a escala global y sinóptica. La elevación o descenso del aire en masa se produce principalmente en respuesta a ciertos factores dinámicos relacionados con el 'movimiento horizontal del aire y son sólo afectados de un modo secundario por la estabilidad de la masa de aire. De aquí el significado de estos factores en los procesos meteorológicos. 1.

Fig. 3.5 Espiral de Ekman que describe el viento al aumentar la altura, para el hemisferio norte. El viento alcanza la velocidad geostrófica entre 500 y 1000 m en las latitudes medias y altas a medida que se va haciendo despreciable el efecto de rozamiento. Este es un perfil teórico de la velocidad del viento en condiciones de turbulencia mecánica.

DIVERGENCIA, MOVIMIENTO VERTICAL Y VORTICIDAD

Divergencia

En la figura 3.6 A aparecen representados diversos tipos de flujo horizontal. Se dice que se produce confluencia (o difluencia) cuando las líneas de corriente (líneas del movimiento instantáneo del aire).convergencia (o divergencia), La confluencia ocasiona un aumento de la velocidad de las partículas de aire, pero sin producir acumulación de masa. La convergencia tiene lugar cuando existe una acumulación neta de aire en un sector limitado y la influencia cuando disminuye la cantidad neta de aire. La confluencia puede incrementar la convergencia, pero a veces la distribución de las isotacas (líneas de velocidad del viento constante) contrarresta el efecto de la influencia de las líneas de corriente. Es importante hacer notar que, si todos los vientos fuesen geostróficos, no podría haber convergencia ni divergencia y, por consiguiente, no existiría el tiempo. La convergencia y divergencia pueden producirse también de otros modos, consecuencia de los efectos del rozamiento con la superficie. Los

de ésta y, en el hemisferio norte, la tierra queda a la derecha (o izquierda) de la corriente de aire, en el sentido de avance de ésta. 2- Movimiento vertical El aporte o la pérdida de aire en las proximidades de la superficie, tiene que estar compensado por el movimiento vertical, tal como ilustra la figura 3.6 B. El aire se eleva por encima de una borrasca y desciende sobre un anticiclón, produciéndose en compensación convergencia, o divergencia, respectivamente, en la troposfera superior. Es evidente que en la troposfera media debe existir un nivel en el que .la divergencia o convergencia horizontales sean efectivamente nulas este nivel medio de «no divergencia» se encuentran generalmente a unos 600 mb. El movimiento vertical a gran escala es extremadamente lento si se compara con las corrientes de convección y las ráfagas descendentes que se producen, por ejemplo, en los cúmulos. Las velocidades típicas en las grandes borrascas y anticiclones son del orden de 5 a 10 cm/s, mientras que las de las ráfagas ascendentes en los cúmulos pueden ser superiores a 10 m/s. 3. Vorticidad La vorticidad implica rotación o velocidad angular de minúsculas partículas imaginarias en el seno de cualquier fluido. El aire de una borrasca puede considerarse como formado por un número infinito de pequeñas

Fig. 3.6 Convergencia y divergencia. A. Configuraciones del flujo horizontal que producen divergencia y convergencia. Las líneas de trazos son isopletas esquemáticas de la velocidad del viento (isotacas). B. Configuraciones del movimiento vertical asociado a divergencia y convergencia de masas en la troposfera.

vientos marino que soplan desde tierra adentro sufren convergencia en los niveles inferiores, ya que la velocidad del aire disminuye al atravesar la línea, de la. costa, debido .al mayor rozamiento de la tierra, mientras que los vientos que soplan hacia el mar se aceleran y se hacen divergentes. Las diferencias de rozamiento .puede ocasionar también convergencia (o divergencia) en la costa, si el viento geostrófico es paralelo a la línea

Fig. 3.7 Esquema de la vorticidad vertical relativa (ζ) en un ciclón y un anticiclón en el hemisferio norte. La componente de la vorticidad de la tierra alrededor de su eje de rotación (o el parámetro de Coriolis, f) es igual al doble de la velocidad angular (ω) por el seno de la latitud (ϕ). En el polo f = 2 ω, disminuyendo a 0 en el ecuador. La vorticidad ciclónica tiene el mismo sentido que la rotación de la tierra alrededor de su propio eje, vista desde arribó, en el hemisferio norte: esta vorticidad ciclónica se define como positiva (ζ˃0).

partículas, cada una de las cuales está animada de un movimiento de rotación alrededor un eje perpendicula a la superficie de la tierra (figura 3.7). La vorticidad tiene tres elementos, a saber: magnitud, que por razones de conveniencia se define como el doble de la velocidad angular. w9, dirección, es decir, el eje vertical u horizontal alrededor del cual se produce la rotación, y sentido de giro. La rotación en el mismo sentido que la de la tierra —ciclónica en el hemisferio norte— se define como positiva. La vorticidad ciclónica puede ser consecuencia de la curvatura de las líneas de corriente, de la cizalladura (en el hemisferio norte, cuando mirando en el sentido de avance de la corriente, soplan vientos más fuertes a la derecha de ésta), o de una combinación de ambos efectos (fig. 3.8). La vorticidad anticiclónica se produce con la correspondiente situación anticiclónica. La componente de la vorticidad en la dirección de un eje vertical se conoce como vorticidad vertical. Es generalmente la más importante, pero en las proximidades del suelo, el rozamiento produce vorticidad alrededor de un eje paralelo a la superficie y normal a la dirección del viento. La vorticidad no sólo está relacionada con el movimiento del aire en las proximidades de una borrasca o un anticiclón (vorticidad relativa), sino también con la situación de estos sistemas en el campo de rotación de la tierra. La componente vertical de la vorticidad absoluta está formada por la velocidad relativa (ζ) y el valor del parámetro de Coriolis (f = 2ω sen ϕ) correspondiente a aquella determinada latitud (véase capítulo 3, A.2). En el ecuador, la vertical local forma un ángulo recto con el eje de la tierra, por lo que f = 0, pero en el polo norte la vorticidad ciclónica relativa y la rotación de la tierra tienen el mismo sentido (figura 3.7). C.

VIENTOS LOCALES

El especial control que ejercen las condiciones locales sobre el movimiento del aire es a veces causa de mayores problemas para los meteorólogos que las fuerzas planetarias que acabamos de estudiar. Las tendencias diurnas se superponen tanto a los mapas de velocidad del viento a gran escala como a los de pequeña escala. Son especialmente importantes en el caso de los vientos locales, por lo que su estudio se antepone al de los vientos de este tipo. En condiciones normales, la velocidad del viento tiende a ser mínima al amanecer, momento en que la mezcla vertical térmica es escasa 9

La vorticidad o circulación alrededor de un disco fluido circular en rotación viene dada por el producto de la rotación en su límite (ωR) y la circunferencia (2πR), 2 donde R es el radio del disco. La vorticidad es pues 2ωπR , o 2ω por unidad de área.

FIG. 3.8 Modelos ilustrativos en visión plana de las configuraciones de flujo con vorticidad ciclónica y anticiclónica en el hemisferio norte (según Riehl, 1954). En c y d los efectos de la curvatura (a1 y a2) y de la cizalladura lateral (b1 y b2) son aditivos, mientras que en e y f aproximadamente se compensan. Las líneas de trazos son isopletas esquemáticas de la velocidad del viento.

y el aire de las capas inferiores no toma parte en el movimiento libre de las masas superiores (véase cap. 3, C). Inversamente, las velocidades de algunos vientos locales son máximas entre la 1 y las 2 de la tarde, porque es entonces cuando la tendencia del aire a moverse verticalmente es máxima a causa del calentamiento terrestre, que le permite, por efectos de rozamiento, incorporarse al movimiento libre del aire de las capas superiores. El aire de los niveles superiores se mueve siempre con mayor libertad que el aire situado en niveles superficiales porque no está sometido a los efectos retardadores del rozamiento y la topografía. 1. Vientos de montaña y de valle

Las irregularidades del terreno dan lugar, por sí mismas, a ciertas condiciones meteorológicas especiales. Durante las tardes cálidas el aire, que está comprimido lateralmente pero que se expansiona en sentido vertical tiende a fluir siguiendo la dirección del eje del valle. Estos vientos, denominados vientos de valle, son generalmente muy flojos y necesitan para desarrollarse un débil gradiente regional de presión. Este flujo a lo largo del valle principal se produce más o menos simultáneamente con los vientos anabáticos (ascendentes), que se forman como resultado del mayor calentamiento de las laderas del valle en comparación con su

fondo. Estos vientos de pendiente se elevan por encima de la cumbre de las montañas y alimentan una corriente que retorna a lo largo de la línea del valle y compensa el viento de éste. Sin embargo, esta característica puede quedar enmascarada por el flujo de aire característico de la región. Las velocidades máximas se alcanzan aproximadamente a las 14.00 horas. Durante la noche se produce el proceso inverso: el aire frío y más denso de los niveles superiores se hunde en las depresiones y valles, produciendo lo que se conoce como viento catabático, (fig. 3.9). Si el aire desciende, siguiendo la ladera, hasta el fondo de un valle abierto, se desarrolla, más o menos simultáneamente a lo largo del eje de este, un «viento de montaña», que sopla hacia el llano, donde reemplaza al aire más cálido y menos denso. Este viento alcanza su velocidad máxima justo antes de la salida del sol, momento en que es mayor el enfriamiento diario. Al igual que ocurre con el viento de valle, por encima del viento de montaña fluye una corriente de retorno, en este caso ascendente. Se cita normalmente el viento catabático como causante de las heladas de escasa extensión que se producen en las zonas montañosas. Se dice que el mayor enfriamiento por radiación que sufren las laderas, especialmente si están cubiertas de hielo, hace que el aire, frío y más denso, descienda a causa de la gravedad hasta el fondo del valle. Sin embargo, observaciones recientemente realizadas en California indican que el aire del valle permanece más frío que el de las laderas desde el comienzo del enfriamiento nocturno, por lo que el aire que desciende se desliza por encima del aire más denso del fondo del valle. Actúan también vientos que contrarrestan este efecto, elevando la temperatura del valle por mezcla turbulenta. Es evidente que este problema necesita ser estudiado con más detalle. 2. Vientos originados por barreras topográficas

a

b

FIG. 3.9 Vientos de valle en un valle imaginario en forma de V. (a) Sección a lo largo del valle. El viento del valle y el viento antivalle soplan según la perpendicular al plano del papel. Las flechas representan el viento de ladera y el viento de montaña, en el plano del papel; el viento de montaña diverge (div.), penetrando en el sistema del viento antivalle, (b) Sección a lo largo del centro del valle y la llanura adyacente; ilustra el viento del valle (abajo) y el viento antivalle (arriba) (según Buettner y Thyer, 1965).

Las cadenas montañosas ejercen un importante efecto sobre el flujo de aire que las atraviesa. El ascenso que el aire se ve forzado a realizar para franquear el obstáculo puede desencadenar la inestabilidad si el aire es condicionalmente inestable (véase cap. 2, E); pero si el aire es estable, volverá a su nivel original en la parte a sotavento de la barrera. Este descenso ocasiona frecuentemente la primera de una serie de «ondas de montaña» (u «ondas estacionarias») viento abajo, tal como aparece en la figura 3.10. La onda permanece más o menos estacionaria en relación con la barrera y el aire la atraviesa rápidamente. Por debajo de la cresta de las ondas puede existir un movimiento circular del aire en un plano vertical, denominado «rotor». Naturalmente, la formación de estas ondas

Fig. 3.11 El efecto Föhn, producido cuando el aire se ve forzado a ascender para atravesar una cadena de montañas. Ta se refiere a la temperatura al pie de la cara de barlovento de la cordillera y Tb a la de la cara de sotavento.

Fig. 3.10 Las ondas de sotavento y los rotores son producidos por el ¡lujo del aire a través de una larga cadena de montañas. La primera cresta se forma generalmente a menos de una longitud de onda de la cima. Existe un fuerte viento de superficie que desciende por ¡a pendiente de sotavento. Las características de la onda vienen determinadas por las relaciones entre la velocidad del viento y la temperatura, que aparecen de modo esquemático en la parte izquierda del diagrama. Es particularmente importante la existencia de una capa superior de aire estable (según Wallington, 1976).

es de vital interés para los aviadores. El desarrollo de las ondas de sotavento va generalmente acompañado de la presencia de nubes lenticulares (lám. 6) y, en determinadas ocasiones, un rotor origina la inversión de la dirección del viento en superficie en las laderas de sotavento de las altas montañas (véase lám. 7). Los vientos en las cimas son generalmente fuertes, por lo menos en las latitudes medias y altas. Las velocidades promedio en las cimas de las Montañas Rocosas en los meses de invierno son de unos 12-15 m/s, por ejemplo, y en el monte Washington, en New Hampshire, se ha registrado un valor extremo de 103 m/s. En ambas áreas son típicas en invierno velocidades en los picos de más de 40-50 m/s. El aire es constreñido y consiguientemente acelerado sobre las barreras montañosas (el efecto Venturi), pero la fricción con el suelo también retarda el flujo, comparado con el aire libre del mismo nivel. Sobre las colinas bajas puede darse una considerable aceleración del viento en comparación con las tierras bajas circundantes.

Un tipo de viento relacionado con el anterior y muy importante a escala local es el Föhn o chinook. Es un viento fuerte, racheado, seco y cálido que se forma en las laderas a sotavento de las cadenas montañosas cuando el aire establease ve forzado a fluir sobre la barrera a causa del gradiente regional de presión. En las montañas se produce frecuentemente una pérdida de humedad debida a la precipitación (fig. 3.11), y el aire, que se ha enfriado según el gradiente adiabático saturado por encima del nivel de condensación, se calienta a continuación según el gradiente adiabático seco que es mayor a medida que desciende por la otra ladera, con la consiguiente disminución de su humedad absoluta relativa. Sin embargo, recientes investigaciones demuestran que, en muchos casos, no se produce pérdida de humedad en las montañas, y entonces el efecto Föhn es el resultado del bloqueo del aire a barlovento de las montañas por una inversión de temperaturas al nivel de la cima. Esto hace que el aire de los niveles superiores descienda y se caliente adiabáticamente. Los vientos Föhn son corrientes en las laderas septentrionales de los Alpes y las montañas del Cáucaso y de Asia central en invierno y primavera, cuando el rápido ascenso de la temperatura puede contribuir a desencadenar avalanchas en las laderas cubiertas de nieve. En Taskent (Asia central), donde la temperatura media en invierno se aproxima al punto de congelación, pueden alcanzarse hasta 21°C durante un Föhn. De manera similar, el chinook es una importante característica de la zona situada al pie oriental de los Alpes de Nueza Zelanda y de las Montañas Rocosas. En Pincker Creek, Alberta, se produjo una elevación de temperatura de 21°C en cuatro minutos asociada al desencadenamiento de un chinook el 6 de enero de 1966. Estos efectos pueden apreciarse también, aunque de manera menos espectacular, en las laderas de sotavento

de las montañas de Gales, de los Peninos y de los montes Grampianos, donde la importancia de los vientos Föhn estriba principalmente en la dispersión de las nubes que produce el aire seco al descender (véase también cap. 5, págs. 270 y 288). Esto constituye una importante componente de los llamados efectos «de sombra de lluvia». En algunas partes del mundo, los vientos que descienden por la ladera de sotavento de una cadena montañosa son fríos. El ejemplo típico de un «viento de caída» de este tipo es el bora del norte del Adriático septentrional, aunque se dan vientos similares en la costa norte del Mar Negro, en el norte de Escandinavia, Noraya Zemlya y el Japón. Estos vientos se dan cuando las masas de aire continentales frías pasan a través de una cordillera montañosa forzadas por el gradiente de presión y, a pesar del calentamiento adiabático, desplazan al aire más caliente. Son por ello principalmente un fenómeno invernal. En la ladera oriental de las Montañas Rocosas en Colorado (y probablemente también en otras localidades continentales similares), pueden darse vientos tanto de tipo bora como chinook. Localmente, en los pies de las montañas, estos vientos pueden conseguir una fuerza de huracán con ráfagas que exceden de los 45 m/s (100 mph). Unas pocas tormentas «ladera abajo» de este tipo han causado millones de dólares de daños materiales en Boulder, Colorado, y en su vecindad inmediata. Estos vendavales se desarrollan cuando una capa estable cerca del nivel de la cresta de la montaña evita que el flujo de aire cruce sobre las montañas. La amplificación extrema de una onda de sotavento (fig. 3.10) arrastra aire de encima del nivel de la cima (a unos 4000 m) hacia abajo a las llanuras (1700 m) en una distancia muy corta, de forma que se producen las grandes velocidades. Sin embargo, el flujo no es simplemente «ladera abajo»; la tormenta puede afectar a las laderas de la montaña pero no al pie de la ladera o viceversa, dependiendo de la localización de la vaguada de onda de sotavento. Los vientos anticiclónicos son causados por aceleración del aire hacia su mínimo de presión. 3.

Brisas terrestres y marinas

Otro tipo familiar de movimiento del aire lo constituyen las brisas terrestres y marinas (fig. 3.12). La dilatación vertical de la columna de aire, que tiene lugar diariamente durante las horas de calor sobre la tierra, que se calienta con mayor rapidez (véase cap. 1, D.5), hace descender en la costa las superficies isobáricas, ocasionando la formación de vientos que soplan hacia tierra en la superficie y que se ven compensados en las alturas por un movimiento en dirección contraria. Durante la noche, el aire situado sobre el mar es más cálido y la situación se invierte,

FIG. 3.12 Brisas diurnas terrestres y marinas. A y B. Circulación de la brisa marina y distribución de la presión a comienzos de la tarde durante un período de tiempo anticiclónico C y D. Circulación de la brisa terrestre y distribución de presión por la noche durante- un período de tiempo anticiclónico. (A y C según Okc, 1978).

aunque este cambio se debe a menudo al efecto de los vientos descendentes que soplan desde tierra. La figura 3.13 indica que estos vientos locales pueden tener un efecto decisivo sobre la temperatura y la humedad de las zonas costeras. El avance del húmedo aire marino forma a menudo una línea "claramente definida (o «frente», véase cap. 14, C), pareada por él desarrollo de cúmulos detrás del cual existe un máximo de la velocidad del viento...muy definido. Esto se produce frecuentemente en verano, por ejemplo, a lo largo de la costa de Texas. Estos fenómenos pueden observarse también, en menor escala, en Gran Bretaña, especialmente en las costas orientales y meridionales. La .brisa marina se deja sentir hasta 1 km aproximadamente, aunque disminuye hacia el borde anterior, y puede penetrar hasta 50 km tierra adentro hacia las 9 de la tarde. Las velocidades típicas de estas brisas marinas son de 4 a 7 m/s (unos 10-15 mph), aunque éstas pueden aumentar mucho donde una inversión de temperatura de bajo nivel bien definida produce el «efecto Venturi» constriñendo y acelerando el flujo. Las brisas terrestres, más superficiales, tienen generalmente una velocidad de sólo unos 2 m/s (unos 5 mph). Las corrientes que se forman en sentido contrario en altura son generalmente menos evidentes y pueden quedar enmascaradas por el flujo de aire típico de la región, pero recientes trabajos a lo largo de la costa de Oregón han indicado que bajo ciertas condiciones este flujo de vuelta

explicaciones de estos hechos no son en modo alguno completas. Por lo tanto, sólo será posible destacar algunas de las hipótesis existentes que han sido formuladas para explicar las características observadas. Por encima de un nivel en que se dejan sentir los efectos del rozamiento (de 500 a 1000 m, aproximadamente), el viento aumenta su velocidad y se hace más o menos geostrófico. Si aumenta más la altura, la disminución de la densidad del aire conduce generalmente a un aumento de velocidad del viento (véase cap. 3, A.1). A 45° N un viento geostrófico de 14 m/s a 3 km de altura es equivalente a uno de 10 m/s en la superficie para un mismo gradiente de presión./También se produce una variación estacional de la velocidad del viento en las alturas, que- es

Fig. 3.13 Efecto de la brisa marina de la tarde en la temperatura (°C) y en la humedad relativa (%) en Joal, costa del Senegal, en los días 8-10 de febrero de 1893 (según Angot y De Martome; de Kuenen, 1955).

superior puede estar muy estrechamente relacionado con las brisas marinas inferiores, incluso hasta el extremo de reflejar las oleadas en estas últimas. Conviene poner de relieve que en las latitudes medias la fuerza de Coriolis desvía la brisa marina que sopla hacia tierra (en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte), por lo que, en realidad, sopla casi paralelo a la orilla: Al lado de las grandes masas de agua de tierra adentro, como los Grandes Lagos, se desarrollan sistemas análogos de «brisas lacustres». D

VARIACIÓN DE LA PRESIÓN Y DE LA VELOCIDAD DEL VIENTO CON LA ALTURA

Tal como cabía esperar, los cambios de altura revelan variaciones tanto de la presión como de las características del viento. El estudio de estas variaciones pone de relieve algunos hechos interesantes, aunque las

FIG. 3.14 Configuración vertical de la presión en columnas de aire frías y cálidas, (a) Una presión baja en la superficie se intensifica en las alturas en una columna de aire frío. (b) Una presión alta en superficie se debilita en las alturas y puede transformarse en una célula de bajas presiones en una columna de aire frío, (c) Una célula superficial de bajas presiones se debilita en las alturas y puede transformarse en una de altas presiones en una columna de aire cálido, (d) Una célula superficial de altas presiones e intensifica en la altura en una columna de aire cálido.

mucho mayor durante los meses de invierno, cuando los gradientes meridianos de temperatura son máximos. Además, la persistencia de estos gradientes tiende a hacer que los vientos superiores tengan una dirección más constante.

1. Variación vertical de los sistemas de presión Las relaciones generales entre la presión en la superficie y en la troposfera aparecen ilustradas por los esquemas de la figura 3.14. Una célula de bajas presiones situada al nivel del mar con un núcleo frío se intensificará con la altura, mientras que una cuyo núcleo sea caliente tenderá a debilitarse y podrá ser reemplazada por altas presiones. Una columna de aire caliente de densidad relativamente baja hace que las superficies isobáricas se curven hacia arriba, y viceversa: una columna de aire frío y más denso ocasiona una contracción de las superficies isobáricas. Por consiguiente, una célula superficial de altas presiones con un núcleo frío (o «anticiclón frío»), tal como el anticiclón que se encuentra sobre Siberia en invierno, se debilita a medida que aumenta la altura y es reemplazada en los niveles altos por presiones bajas. Los anticiclones fríos son superficiales y rara vez extienden su influencia por encima de unos 2500 m. En contraste, un anticiclón superficial con un núcleo cálido (o «anticiclón cálido») se intensifica con la altura (figura 3.14 D). Esto es una característica de las grandes células subtropicales que conservan su calor por subsidencia dinámica. La baja cálida (figura 3.14 C) y la alta fría (fig. 3.14 B) son consistentes con los esquemas de movimientos verticales ilustrados en la figura 3.6, mientras que los otros dos tipos se producen principalmente por procesos dinámicos. La alta presión en la superficie que se registra en un anticiclón cálido está

FIG. 3.15 Inclinación con la altura característica de los ejes de las células de bajas y altas presiones en el hemisferio norte.

relacionada hidrostáticamente con el aire frío y relativamente denso de la estratosfera inferior. Inversamente, una baja fría (fig. 3.14 A) está asociada a una estratosfera inferior cálida. Las células de bajas presiones de las latitudes medias tienen aire frío en su parte posterior y, en consecuencia, el eje de bajas presiones se inclina hacia el aire más frío situado al Oeste. Las células de altas

FIG. 3.16 Esquema de la estructura horizontal y vertical de las células subtropicales de altas presiones. Nótese particularmente la convergencia a lo largo de los cinturones situados entre las células, la inclinación de los ejes con la altura hacia el Oeste y hacia el ecuador, y la espiral inclinada que describe la trayectoria del movimiento del aire en la troposfera media —en sentido ascendente en la parte occidental (aire dinámicamente inestable) y en sentido descendente en la parte oriental (aire dinámicamente estable)— (de Garbell, 1947).

presiones se inclinan hacia el aire más cálido (fig. 3.15) y, por tanto, las células subtropicales de altas presiones del hemisferio norte se encuentran desviadas de 10° a 15° de latitud hacia el Sur en el nivel de 3000 m, y también hacia el Oeste (fig. 3.16). A pesar de ello, esta inclinación de los ejes de altas presiones no es constante en el tiempo y las estaciones situadas entre las células pueden registrar amplias fluctuaciones de los vientos en los niveles altos, asociadas a las variaciones de inclinación de los ejes. 2.

Configuraciones medias de! aire en las alturas

Resultará de gran utilidad empezar considerando las distintas distribuciones de la presión y del viento en la troposfera media. Tienen un aspecto menos complicado que los mapas de superficie, ya que el efecto de los continentes es menos acusado. En lugar de utilizar mapas de isóbaras a una determinada altura, resulta más conveniente describir la altura de una superficie isobárica seleccionada; esto recibe el nombre de «topografía», por analogía con los mapas de relieve topográfico.10 La figura 3.17 muestra que en la troposfera media del hemisferio sur existe un remolino ciclónico circumpolar amplio hacia los polos desde la latitud de 30° S en invierno y verano. El remolino es más o menos simétrico alrededor del polo a pesar de que el centro de bajas presiones está hacia el sector del Mar de Ross. Los mapas correspondientes para el hemisferio norte (fig. 3.18) también muestran un remolino ciclónico extenso, pero que es mucho más asimétrico sin un centro primario sobre el Ártico canadiense oriental y uno secundario sobre Siberia oriental. Los surcos y vaguadas mayores- forman lo que se conoce como «ondas largas» (u «ondas de Rossby») en el flujo superior (véase cap. 4, F). Se cree que las dos vaguadas principales, situadas aproximadamente a 70° O y 150° E, están producidas por el efecto combinado sobre la presión y los vientos del aire superior de las grandes barreras orográficas, tales como las montañas Rocosas y la meseta Tibetana, y los manantiales de calor, tales como las corrientes oceánicas cálidas (en invierno) o los continentes (en verano). El cinturón subtropical de altas presiones tiene tan sólo una célula claramente discernible sobre el Este del Caribe en el mes de enero, mientras que en el mes de julio, las células están bien desarrolladas sobre el Atlántico y el Pacífico. Además, el mapa de julio presenta una mayor prominencia de la alta subtropical sobre el Sahara y la parte meridional de América del Norte.

10

El concepto de viento geostrófico puede aplicarse igualmente a las topografías. Las alturas en estos mapas vienen dadas en metros o decámetros geopotenciales (m.g.p. o bien dm.g.p.).

En el hemisferio sur, la predominancia de la superficie oceánica (que comprende el 81 % del hemisferio) reduce considerablemente el desarrollo de largas ondas en los vientos del oeste superiores. Sin embargo, se inician asimetrías por el efecto sobre la atmósfera de los accidentes geográficos como los Andes, la elevada y extensa cúpula de la Antártida oriental y las corrientes oceánicas, particularmente las corrientes de Humboldt y de Benguela (véase fig. 3.36) y los afloramientos costeros fríos asociados. Ambos hemisferios presentan intensificaciones de verano a invierno de la circulación media que se explican más adelante. 3.

Vientos superiores

Es una observación corriente que las nubes se mueven en distintas direcciones según los niveles a que se encuentran. También la velocidad del viento en estos niveles puede ser marcadamente distinta, aunque esto no resulte tan evidente para el observador aficionado. El gradiente de la velocidad del viento con la altura se conoce como «cizalladura del viento», y en el aire libre, por encima del nivel del rozamiento, el grado de cizalladura depende de la estructura de la temperatura del aire. Esta importante relación aparece ilustrada en la figura 3.19. El diagrama muestra isohipsas hipotéticas de superficies barométricas de 1000 y 500 mb. El espesor de la capa de 1000-500 mb es proporcional a su temperatura media; los bajos valores de espesor corresponden a aire frío, los espesores grandes a aire caliente. Esta relación se hace aparente en la sección vertical de la figura 3.14. E1 vector viento teórico (Vr), paralelo a las líneas de espesor (con una velocidad proporcional a su gradiente) se denomina «viento térmico». La velocidad del viento geostrófico a 500 mb (G500) es la suma vectorial del viento geostrófico de 1000 mb (G1000) y del viento térmico (Vr), como se muestra en la fig. 3.19. Puesto que el viento térmico sopla con el aire frío (poco espesor) a la izquierda en el hemisferio norte, cuando se mira en dirección del viento se observa inmediatamente que en la troposfera el descenso de temperatura hacia el polo debería originar una fuerte componente del Oeste en los vientos superiores. Además, puesto que el gradiente meridiano de temperatura es más abrupto en invierno, los vientos zonales del Oeste son más intensos en esta época El resultado de todas estas influencias es que en el hemisferio norte la mayor parte de los vientos geostróficos de niveles altos sopla predominantemente del Oeste, entre las células subtropicales de altas presiones (centradas aproximadamente a los 15°N) y el centro polar de bajas presiones en altura. Entre las células subtropicales de altas presiones y el ecuador, soplan del Este. Esta circulación dominante del Oeste

Fig. 3.19 Mapa esquemático de perfiles sobrepuestos de altitud isobárica y espesor de la capa de 1000-500 mb (en metros). G1000 es la velocidad geostrófica a 1000 mb, G500 a 500 mb, y Vr es el «viento térmico» resultante, que sopla paralelamente a las líneas de igual espesor.

Fig. 3.20 Configuración típica de la temperatura y situación de las corrientes en chorro del Oeste (J) en el hemisferio norte en invierno (en parte según Defant y Taba, 1957).

alcanza velocidades máximas comprendidas entre 45 y 67 m/s (100-150 mph), que pueden aumentar incluso hasta 135 m/s (300 mph) en invierno. Estas velocidades máximas están concentradas en una estrecha faja situada aproximadamente a 30° de latitud, entre 9000 y 15 000 m, denominada «corriente en chorro».11 En la lámina 11 aparecen bandas de cirros que pueden haber estado relacionadas con sistemas de corrientes en chorro. Este chorro, que es en esencia una corriente de aire confinado lateralmente que se mueve a gran velocidad, está relacionado de alguna manera con la zona de máxima pendiente, pliegue o fragmentación de la tropo-pausa, que a su vez coincide con la latitud de gradiente de temperatura hacia el polo e intercambio de energía máximos. El viento térmico, tal como se ha descrito anteriormente, es uno de los constituyentes más importantes de la corriente en chorro, pero la razón básica de la concentra-

11

La Organización Meteorológica Mundial recomienda un límite inferior arbitrario de 30 m/s.

Fig. 3.21 Estructura de la zona frontal de las latitudes medias y la corriente en chorro asociada, que muestra la distribución generalizada de ¡a temperatura, la presión y la velocidad del viento (según

Riley y Spalton, 1974).

ción del gradiente meridiano de temperatura en una estrecha zona (o zonas) es aún incierta. Una de las teorías existentes sostiene que el gradiente de temperatura se hace más acentuado cuando el viento confluye en los niveles superiores (véase cap. 3, B1). La figura 3.20 que da una visión generalizada del viento y de la distribución de temperaturas en la troposfera en invierno, indica que existen dos corrientes en chorro de vientos del Oeste (véase fig. 1.31). La que está situada más al Norte, denominada «chorro del frente polar» (véase cap. 4, E) está asociada al abrupto gradiente de temperatura allí donde se interaccionan el aire polar y el tropical (fig. 3.21), pero la «corriente en chorro subtropical» está relacionada con un gradiente de temperatura limitado a la troposfera superior. El chorro

FIG. 3.22 Situación y velocidades medias (en m/s) de la corriente en chorro del Oeste en el hemisferio norte en los meses de enero (A) y julio (B) (según Namias y Clapp; adaptado de Petterssen, 1958).

del frente polar está situado a latitud muy variable y generalmente es discontinuo, mientras que la corriente en chorro subtropical es mucho más persistente. Por estas razones, la situación de la corriente en chorro media (fig. 3.22) refleja principalmente la posición de la corriente en chorro subtropical. La configuración sinóptica de una corriente en chorro puede complicarse en algunos sectores por la presencia de zonas frontales adicionales (véase capítulo 4, E), cada una de las cuales está asociada

a una corriente en chorro. Esta situación es corriente en invierno sobre América del Norte. Si comparamos las figuras 3.18 y 3.22 observamos que los núcleos principales de las corrientes en chorro están asociados con las vaguadas principales de las ondas de Rossby. En verano, se forma una corriente en chorro tropical oriental en las capas superiores de la troposfera sobre la India y África a causa de la inversión regional del gradiente de temperatura S-N (pág. 270-271). Las relaciones entre estos sistemas de vientos troposféricos superiores y el tiempo y el clima en la superficie serán estudiadas en los capítulos 4, 5 y 6. 4. Presión en la superficie Las características más permanentes de los mapas de las superficies baro-

FIG. 3.23 Configuración de ¡a presión media en superficie (mb) en el hemisferio norte en los meses de enero (página anterior) y julio (arriba) de 1950-59 (según O'Connor, 1961).

métricas medias son las células anticiclónicas subtropicales (figs. 3.23 y 3.24). Estos anticiclones están localizados a unos 30° de latitud, sugestivamente situados por debajo de la corriente en chorro subtropical media. Se mueven unos pocos grados en dirección al ecuador en invierno y hacia los polos en verano, en respuesta a la expansión estacional y contracción de los dos remolinos circumpolares. En el hemisferio norte, las dos bandas subtropicales de altas presiones son debilitadas sobre los continentes calentados en verano, pero son intensificados térmicamente sobre ellos en invierno. Las principales células de altas presiones subtropicales

se encuentran: a) sobre la región oceánica entre las Bermudas y las Azores (el centro de esta célula está situado sobre el Caribe oriental); b) sobre el Sur y Sudoeste de los Estados Unidos (la Gran Depresión o célula de Sonora, célula continental que está, naturalmente, sujeta a variación estacional, siendo reemplazada por una baja térmica superficial en verano); c) sobre la parte oriental y septentrional del Pacífico una célula grande y poderosa (que a veces se divide en dos, especialmente durante el verano), y d) sobre el Sahara (esta área, al igual que otros manantiales de masas continentales, varía estacionalmente, tanto en intensidad como en extensión, siendo más marcada en invierno). En el hemisferio sur los anticiclones subtropicales son oceánicos, excepto sobre el sur de Australia en verano Hacia el lado ecuatorial de los anticiclones subtropicales existe una vaguada ecuatorial de bajas presiones, ampliamente asociada con la zona de máxima insolación y que tiende a migrar con ella, especialmente hacia los interiores continentales calentados del hemisferio veraniego. Hacia el lado de los polos de los anticiclones subtropicales se halla una zona general de bajas presiones subpolares. En el hemisferio sur es virtualmente circumpolar (fig. 3.24), mientras que en el hemisferio norte los principales centros se encuentran cerca de Islandia y las Aleutianas en invierno y principalmente sobre áreas continentales en verano. Comúnmente se dice que en las altitudes altas hay un anticiclón superficial debido al frío aire polar, pero en el Ártico esto sólo es cierto en primavera sobre el archipiélago Ártico Canadiense. En invierno la Cuenca Polar se ve afectada por células de altas y bajas presiones con los anticiclones principales de aire frío semipermanentes sobre Siberia y en menor extensión, en el Canadá noroccidental. El ligero anticiclón siberiano es en parte el resultado de la exclusión de masas de aire tropical desde .el interior del macizo tibetano y el Himalaya. Sobre la Antártida no tiene sentido hablar de presión a nivel del mar, pero, en promedio, existen altas presiones sobre la meseta antártica oriental entre 800 y 500 mb. Es importante en este punto distinguir entre las distribuciones de presión media y los anticiclones y borrascas que aparecen en los mapas sinópticos de tiempo. Un mapa sinóptico es aquél en el que aparecen indicados los principales sistemas barométricos situados sobre una zona muy amplia a una hora determinada, mientras que por ejemplo, se prescinde de las características del viento local. Las borrascas subpolares que se encuentran sobre Islandia y las Aleutianas (fig. 3.23), que se representan en los mapas barométricos medios recurrentes representan el tránsito de profundas depresiones a través de estas áreas en la dirección de las vaguadas de ondas largas superiores. Sin embargo, las zonas de presión media alta están relacionadas con anticiclones más o menos -

permanentes. Las zonas intermedias, tales como la situada aproximadamente entre 50° y 55 °N, afectadas por las depresiones móviles y los surcos de altas presiones, aparecen en los mapas medios con una presión ni marcadamente alta ni marcadamente baja. El movimiento de las depresiones se estudia en el capítulo 4, F. Si comparamos las distribuciones de presión en superficie y en la troposfera correspondiente al mes de enero (figs. 3.18 y 3.23), observaremos que sólo las células subtropicales de altas presiones se extienden hasta los niveles altos. Las razones de ello se evidencian en la fig. 3.14B y D. En verano, el cinturón ecuatorial de bajas presiones se hace evidente también sobre la parte meridional de Asia. Las células subtropicales son discemibles todavía a 300 mb, lo que indica que son una característica fundamental de la circulación global y no solamente un reflejo de las condiciones reinantes en superficie. E.

LOS CINTURONES GLOBALES DE VIENTO

Un hecho que se deriva de la precedente discusión es la importancia de las células subtropicales de altas presiones. De origen dinámico, más que térmico, y situadas entre 20 y 30° de latitud, parecen ser la clave de la circulación mundial del viento en superficie. En el hemisferio norte los gradientes de presión que rodean a estas células son mucho más elevados entre octubre y abril. Sin embargo, considerando presiones reales, las células oceánicas alcanzan su presión máxima en verano, ya que el cinturón está compensado en los niveles inferiores por las depresiones térmicas reinantes sobre los continentes. Su fuerza y persistencia los designa claramente como el factor que controla la posición y las actividades tanto de los alisios como de los vientos del Oeste. 1. Los vientos alisios Los alisios (o vientos tropicales del Este) son importantes a causa de su enorme área de influencia; soplan sobre casi la mitad del globo. Se originan en las latitudes bajas en las proximidades de las células subtropicales de altas presiones y son notables la constancia de su dirección y de su velocidad (fig. 3.25). Los vientos alisios, al igual que los vientos del Oeste, son más fuertes durante el invierno, lo que sugiere que ambos están controlados por el mismo mecanismo fundamental. Los dos sistemas de vientos alisios tienden a converger en la «Vaguada Ecuatorial» de bajas presiones. Sobre los océanos, especialmente sobre el Pacífico central, la convergencia de estas corrientes de aire es pronunciada y puede aplicarse a este sector la denominación de Zona de

Convergencia Intertropical (ITCZ). 12 En las demás zonas la convergencia no es continua en modo alguno ni en el tiempo ni en el espacio (lám. 12). Entre las principales «zonas fuentes» de los vientos alisios, situadas sobre el Pacífico y el Atlántico orientales y el ecuador, se encuentran las regiones de vientos flojos y variables, conocidas tradicionalmente como «zonas de calmas ecuatoriales» y que en los siglos pasados eran temidas profundamente por las tripulaciones de los buques mercantes. Su extensión estacional varía considerablemente: desde julio a septiembre se extienden hacia el Oeste en el Pacífico central, mientras que en el Atlántico se extienden hacia la costa de Brasil. Una tercera zona importante de calmas es la que se encuentra situada en el Océano índico y en el Pacífico occidental. En los meses de marzo y abril esta zona se extiende 16 000 km desde el Este de África a los 180° de longitud y se hace de nuevo muy extensa durante los meses de octubre a diciembre. 2. Los vientos ecuatoriales del Oeste En verano y especialmente sobre los, continentes, existe una zona de vientos que generalmente soplan del Oeste, situada entre los dos cintu-rones de vientos alisios del Este (fig. 3.26). Este sistema de vientos del Oeste está muy bien diferenciado sobre África y Asia meridional durante el verano del hemisferio norte, cuando el calentamiento térmico del aire sobre los continentes contribuye al desplazamiento hacia el Norte de la Vaguada Ecuatorial (fig. 3.25). Los vientos del Oeste alcanzan sobre África velocidades de 2 a 3 km y sobre el Océano índico de 5 a 6 km. En Asia, estos vientos se conocen como «Monzón de la India», pero actualmente se ha reconocido que se trata de un fenómeno muy complejo, cuya causa es en parte de origen global y en parte de origen regional (véase cap. 6, D).(Los vientos ecuatoriales del Oeste no son simplemente alisios del hemisferio opuesto que se curvan de nuevo (debido al cambio de dirección que experimenta la desviación de Coriolis) al cruzar el ecuador, puesto que, por término medio, existe una componente del Oeste sobre el Océano Índico la 2°-3°S de latitud en los meses de junio y julio y a 2°-3° N en los meses de diciembre y enero. Sobre los océanos Pacífico y Atlántico, la ITCZ no se traslada lo bastante lejos del ecuador para permitir el desarrollo de este cinturón de vientos del Oeste. 3. Los vientos del Oeste (o de Ferrel) de las latitudes medias Son los vientos de las latitudes medias que se originan en los flancos de las células subtropicales de altas presiones orientados hacia el polo Son

12

Del inglés «Inter-Tropical Convergence Zone» (N. del T.).

presión (fig. 3.27). La isla Kerguelen (49°S, 70°E) tiene una frecuencia anual del 81 % de vientos del Sudoeste y Noroeste y esta cifra puede compararse con la de la isla Macquarie (54°S, 159°E), que indica que este predominio está ampliamente extendido sobre todos los mares del Sur. Sin embargo, la aparente zonación del remolino circumpolar meridional (fig. 3.24) encubre mucha variabilidad sinóptica en invierno y en verano. 4.

Fig. 3.27 Perfiles de la componente media del viento del Oeste (m/s) a nivel del mar en los hemisferios norte y sur durante sus respectivos verano (A) e invierno (B) (según Van Loon, 1964).

mucho más variables que los alisios tanto en dirección como en intensidad, ya que en estas regiones la trayectoria del movimiento del aire se ve afectada frecuentemente por núcleos de baja y alta presión que viajan generalmente en dirección Este dentro del flujo básico (lám. 1). También en el hemisferio norte la preponderancia de las zonas continentales con sus formas irregulares y la variación que experimenta en ellas la presión de unas estaciones a otras tiende a enmascarar el flujo general del Oeste. Las islas Scilly, situadas en la zona de los «vientos del Sudoeste» registran un 46 % de los vientos como procedentes del Sudoeste y Noroeste, pero también un 29 % como procedentes del sector opuesto, entre el Nordeste y el Sudeste. Los vientos del Oeste del hemisferio sur son más fuertes y de dirección más constante que los del hemisferio norte, ya que las grandes extensiones oceánicas regulan el desarrollo de los sistemas estacionales de

Los vientos polares del Este

Este término se aplica a aquellos vientos que se cree se producen entre un anticiclón polar y el cinturón de bajas presiones de las altas latitudes medias. El anticiclón polar, tal como ya se ha puesto de relieve, no constituye en modo alguno una característica permanente de la circulación ártica. Los vientos del Este se originan principalmente en los flancos polares de las depresiones situadas sobre la parte septentrional del Atlántico y del Pacífico, y, si se calculan las direcciones medias del viento para las fajas zonales de las latitudes altas, se encuentran pocos signos que demuestran la existencia de un sistema coherente de vientos polares del Este. La situación en las altas latitudes del hemisferio sur se complica, a causa de la presencia de la Antártida, pero, al parecer, los anticiclones son frecuentes sobre la alta meseta de la Antártida oriental y los vientos del Este prevalecen sobre el sector del Océano Índico de la costa antártica. Por ejemplo, en 1902-1903 la expedición del barco Gauss observó a 66°S, 90°E vientos del Nordeste y Sudeste durante el 70 % del tiempo, y en diversas estaciones costeras la constancia de los vientos del Este puede compararse a la de los alisios. Sin embargo, sobre la zona marítima que bordea la Antártida occidental predominan las componentes del Oeste. F.

LA CIRCULACIÓN GENERAL

Las distribuciones de viento y presión observadas sugieren el estudio, de los mecanismos que mantienen la «circulación general» de la atmósfera (las distribuciones de viento y presión a gran escala que persisten durante todo el año o se repiten estacionalmente). Se ha hecho ya referencia a una de las causas motrices principales de esta distribución el desequilibrio de la radiación entre las latitudes bajas y las altas (cap. 1, G.1) pero también es importante apreciar el significado de los intercambios de energía en la atmósfera. La energía se transforma continuamente, tal como se indica de un modo esquemático en la figura 3.28. El desigual calen

FIG. 3.28 Esquema de los cambios de energía que afectan al sistema tierra-atmósfera.

tamiento de la tierra y su atmósfera por la radiación solar genera energía potencial, parte, de la cual se transforma en energía cinética por la elevación del aire caliente y el descenso, del aire frío. En último término, la energía cinética del movimiento atmosférico a escala general se disipa por rozamiento, y, a pequeña escala a través de los remolinos (es decir, por viscosidad interna). Para mantener la circulación general, es obvio que la creación de energía cinética debe estar compensada por su disipación. Se estima que las cifras son aproximadamente de 2W/m2, cantidad que representa tan sólo un 1 % de la radiación solar global media absorbida en la superficie y en la atmósfera. En otras palabras, la atmósfera es una máquina térmica altamente ineficiente (véase cap. 1, G). El segundo factor que interviene en el control de la configuración es el momento cinético de la tierra y su atmósfera, que es la tendencia que tiene ésta a girar, conjuntamente con la tierra, alrededor, de su eje de rotación. El momento cinético es proporcional a la velocidad, de rotación (es decir, a la velocidad angular) y al cuadrado de la distancia de la partícula de aire, al eje de rotación. Si la tierra y su atmósfera giran con movimiento uniforme, el momento cinético total deberá permanecer constante (en otras palabras, existe una «conservación del momento cinético»). Sin embargo, si una gran masa de aire cambia de posición en la superficie terrestre de forma que cambie también su distancia al eje de giro, su velocidad angular deberá cambiar también, de manera que el momento cinético permanezca constante. Naturalmente, el momento cinético es elevado en las cercanías del ecuador13 y disminuye con la latitud hasta anularse en el polo (es decir, en el eje de rotación), por lo que el aire que se mueve hacia el polo tiende a adquirir velocidades en dirección 13

La velocidad de rotación en el ecuador es de 465 m/s.

Este cada vez mayores. Por ejemplo, la velocidad relativa con respecto a la tierra de una corriente de aire que se dirigiese desde los 42° a los 46° de latitud y conservase su momento cinético aumentaría 29 metros cada segundo. Este principio es el mismo que hace que el patinador sobre hielo gire más violentamente cuando deja caer sus brazos progresivamente a lo largo de su cuerpo. En la práctica, este aumento de la velocidad de la masa de aire queda compensado o enmascarado por otras fuerzas que afectan al movimiento del aire (especialmente el rozamiento), pero no existe duda alguna de que muchas de las características importantes de la circulación atmosférica general son el resultado de este transporte de momento cinético hacia el polo. La necesidad de un transporte de momento hacia el polo puede deducirse ya como consecuencia del mantenimiento de los vientos del Oeste de las latitudes medias. Estos vientos imparten continuamente a la tierra un momento cinético relativo por rozamiento, y se ha calculado que cesarían en poco más de una semana, a causa de la disipación de su energía por rozamiento, si su momento cinético no aumentase de alguna otra manera. En las latitudes bajas los extensos vientos tropicales ven aumentado su momento cinético Oeste por rozamiento como resultado del sentido de rotación de la tierra, que es opuesto al de su movimiento, y este exceso de energía es transmitido hacia los polos; este transporte en dirección a los polos es máximo en las cercanías de la corriente en chorro subtropical, aproximadamente a 250 mb y 30°N y 30°S, hecho que resulta muy significativo. 1.

Circulación en los planos horizontal y vertical

La atmósfera puede transportar calor y energía de dos maneras. Una de ellas es por circulación en el plano vertical, tal como se indica en la figura 3.29 que representa tres células meridianas. La célula de latitudes bajas (o de Hadley) y la opuesta a ella en el hemisferio sur fueron consideradas análogas a las circulaciones convectivas que se originan cuando se calienta sobre una llama un recipiente con agua; se conocen como células «térmicamente directas». Se creía que el aire caliente de las proximidades del ecuador se elevaba y daba origen a un flujo hacia el ecuador en los niveles bajos; estas corrientes de aire eran desviadas por la rotación de la tierra, lo que daba origen a los alisios del Nordeste y del Sudeste. Esta explicación fue propuesta por G. Hadley en 1735, aunque en 1856 W. Ferrel puso de relieve que la conservación del momento cinético sería un factor más efectivo en la formación de los vientos del Este porque la fuerza de Coriolis es pequeña en las latitudes bajas. La célula de latitudes bajas, según el esquema anterior, se vería completada

Fig. 3.29 Modelo de tres células que ilustra la circulación meridiana en el hemisferio norte (según Rossby, 1941; de Barry, 1967). FIG. 3.30 por las corrientes que se dirigen hacia el polo y que acompañan al aire descendente

a unos 30° de latitud a medida que éste se enfría por radiación. Sin embargo, este esquema no es totalmente conecto, ya que el ecuador no es la única fuente de calor de la atmósfera; además, los alisios no son continuos alrededor de todo el globo (fig. 3.25) y el flujo que asciende en dirección a los polos está limitado principalmente a los extremos occidentales de las células subtropicales de altas presiones en altura (véase fig. 3.18). En la figura 3.29 aparece otra célula térmicamente directa en las latitudes altas, en la que el aire frío y denso procede de un centro polar de altas presiones. Este hecho es algo incierto, pero, en cualquier caso, su importancia para la circulación general es relativa porque la masa de aire que interviene es pequeña. Conviene poner de relieve en este punto que no es posible la existencia de una célula directa única en cada hemisferio porque los vientos del Este que soplarían en las proximidades del suelo frenarían la rotación de la tierra. Por término medio, la atmósfera debe girar con la tierra, lo que requiere que se equilibren los vientos del Este y del Oeste que soplan sobre el globo. La célula de latitudes medias de la figura 3.29 es térmicamente indirecta y requiere la presencia de las otras dos. Las oportunas consideraciones acerca de la cantidad de movimiento indican la necesidad en dicho esquema de la presencia de los vientos superiores del Este; sin embargo, observaciones realizadas con globos durante los decenios de 1930 y 1940 demostraron la existencia de fuertes vientos del Oeste en la parte superior de la troposfera (cap. 3, D.3).' Rossby modificó el modelo de tres células para tener en cuenta este hecho, proponiendo que la cantidad

El transporte de energía hacia los polos, mostrando la importancia de los remolinos horizontales. de movimiento de los vientos del Oeste era transferida a las latitudes medias desde la parte superior de las células de altas y bajas latitudes. Esta mezcla horizontal podía realizarse, por ejemplo, a través de los surcos y vaguadas del aire superior. Estos puntos de vista sufrieron un cambio radical a partir de 1948. Los medios alternativos de transporte de calor y momento —mediante circulaciones horizontales— ya fueron sugeridos en los años veinte por A. Defant y H. Jeffreys, pero no pudieron probarse hasta que se pudo disponer de datos adecuados sobre las capas superiores de aire. Los cálculos realizados para el hemisferio norte por V. P. Starr y R. M. White en el Instituto de Tecnología de Massachusetts demostraron que, en las latitudes medias, las células horizontales transportan hacia el polo la mayor parte del calor y de la cantidad de movimiento necesarios. Éste se realiza a través del mecanismo de las anticiclones casi estacionarios y de los ciclones y anticiclones que se mueven en las proximidades de la superficie terrestre y que actúan conjuntamente con las células superiores con ellos relacionadas. La importancia de estas células horizontales para el transporte de la energía aparece reflejada en la figura 3.30 (véase también fig. 1.26 B). Por consiguiente, según el concepto moderno de la circulación general, la energía de los vientos zonales deriva de las ondas en movimiento y no de las circulaciones meridianas. Sin embargo, en las latitudes bajas, este mecanismo puede resultar insuficiente por sí mismo

Fig. 3.31 Modelo de la circulación meridiana general correspondiente al hemisferio norte en invierno (según Palmén, 1951; de Barry, 1967). para llevar a cabo todo el transporte de energía que se estima necesario para un equilibrio energético. Por estos motivos, la célula media de Hadley figura todavía en las representaciones actuales de la circulación general, tal como indica la figura 3.31, pero se reconoce la complejidad de la circulación en las latitudes bajas. En particular, el transporte vertical de calor en la célula de Hadley se produce, al parecer, en los cumulonimbos asociados a perturbaciones organizadas en la vaguada ecuatorial de bajas presiones que se encuentra localizada aproximadamente a 5°S en enero y a 10°N en julio (véase cap. 6, B). La célula de Hadley del hemisferio invernal es con mucho la más importante y da lugar al flujo transecuatorial de bajo nivel hacia el hemisferio veraniego. El modelo tradicional con células gemelas, simétricas sobre el ecuador, se encuentra sólo en primavera/otoño. Las células de Hadley están ligadas longitudinalmente con los regímenes monzónicos del hemisferio veraniego. El aire ascendente sobre Asia meridional (y también sobre Sudamérica e Indonesia) está asociado con el flujo de salida (zonal) este-oeste y éstos son sistemas conocidos como las «circulaciones de Walker». El transporte de retorno hacia los polos de las células de Hadley meridionales tiene lugar en vaguadas que se extienden hacia las bajas latitudes desde los vientos del oeste de latitudes medias. Esto se produce generalmente en los extremos occidentales de los anticiclones subtropicales de la troposfera superior (véase fig. 3.16). La mezcla horizontal predomina en las latitudes medias y altas, aunque también se cree que existe una débil célula indirecta de latitudes medias en forma muy reducida (fig. 3.31). Ya se ha hecho notar la relación existente entre las corrientes en chorro y las regiones cuyo gradiente aumenta fuertemente hacia el Sur (véase fisura 3.20). Actualmente se carece todavía de una explicación completa

de los dos máximos de viento y del papel que desempeñan en la circulación general, pero es indudable que forman parte esencial del conjunto. Podemos ahora, a la luz de todas estas teorías, examinar de nuevo el origen de los anticiclones subtropicales, que tan importante papel desempeñan en el clima del mundo. Su existencia ha sido atribuida a diversas causas: al amontonamiento del aire que se mueve hacia el polo a medida que es desviado progresivamente hacia el Este por la rotación de la tierra y la conservación de la cantidad de movimiento; al hundimiento de las corrientes que fluyen hacia el polo debido al enfriamiento por radiación; a la necesidad general de la existencia de altas presiones en las proximidades de los 30° de latitud, que separan zonas aproximadamente iguales de vientos del Este y del Oeste, o a diversas combinaciones de todos estos mecanismos. La teoría adecuada debe tener en cuenta no sólo la persistencia de los anticiclones, sino también su naturaleza celular y la inclinación de sus ejes. El estudio anterior indica que las ideas de una célula de Hadley simplificada y de la conservación de la cantidad de movimiento son correctas sólo en parte. Además, los estudios más recientes sorprendentemente no muestran ninguna relación, en base a las estaciones, entre la intensidad de la célula de Hadley y la de los anticiclones subtropicales. Es probable que las células anticiclónicas de niveles altos que se evidencian en los mapas sinópticos (y que tienden a confundirse en los mapas medios) estén relacionadas con los vórtices anticiclónicos en el lado ecuatorial de las corrientes en chorro. Diversas observaciones y estudios teóricos indican que, como resultado de la variación del parámetro de Coriolis con la latitud, las borrascas de los vientos del oeste tienden a moverse en dirección a los polos y los anticiclones hacia el ecuador. Por consiguiente, los anticiclones subtropicales sufren una regeneración constante. Existe una relación estadística entre la latitud de los anticiclones subtropicales y el gradiente de temperaturas meridional medio en la troposfera; un gradiente más acusado causa un desplazamiento hacia el ecuador de las altas presiones, y viceversa. Este desplazamiento tiene evidentemente una base estacional. La distribución de las células en la superficie refleja claramente la influencia de los manantiales de calor. Las células son estacionarias y de forma alargada en dirección Norte-Sur sobre los océanos del hemisferio norte en verano, cuando el calentamiento de los continentes crea bajas presiones y además el gradiente meridiano de temperatura es débil. En invierno, por el contrario, el flujo zonal es más fuerte a causa de un mayor gradiente meridiano de temperatura, y el enfriamiento de los continentes produce un alargamiento de las células en dirección Este-Oeste. Es indudable que los factores de superficie y de niveles altos se suman en algunos sectores y tienden a anularse en

Fig. 332 Modelo hipotético del flujo que relaciona la convección veraniega, la corriente en chorro oriental y la subsidencia de altas presiones sobre el norte de África y el este del Atlántico Norte (adaptado de Walker, 1972; (derechos de la Corona reservados).

otros. Realmente, se ha sugerido que la célula de altas presiones de las Azores, en particular, debe parte de su intensificación veraniega y su tendencia a extenderse hacia el este a las masas de aire que se elevan local-mente en áreas con grandes precipitaciones monzónicas sobre África, entran en la circulación de la corriente en chorro oriental tropical (véase capítulo 6, pág. 346) y entonces bajan sobre el Sahara occidental y el este del Atlántico Norte (fig. 3.32).

FIG. 3.33 Ciclo del índice zonal. Esquema ilustrativo del desarrollo de configuraciones celulares en los vientos superiores del Oeste, que se producen normalmente durante un período de tres a ocho semanas, siendo especialmente activos durante los meses de febrero y marzo en el hemisferio norte. Los estudios estadísticos no descubren ninguna periodicidad en esta secuencia. (Según Namias; de Haltiner y Martin, 1957). A. Índice zonal alto. La corriente en chorro y los vientos del Oeste se encuentran desplazados al norte de su posición media. Los vientos del Oeste son fuertes, las isóbaras están orientadas predominantemente en dirección Este-Oeste y el intercambio de masas entre Norte y Sur es escaso. B y C. El chorro se extiende y aumenta su velocidad, ondulándose al mismo tiempo con amplitud cada vez mayor. D. índice zonal bajo. Los vientos zonales del Oeste se fragmentan en células. En las de la parte baja de las latitudes medias se forman profundas depresiones frías ocluidas de carácter estacionario, mientras que en latitudes más altas se observan intensos anticiclones cálidos, bloqueantes y profundos. Esta fragmentación empieza normalmente en el Este y se extiende hacia el Oeste a una velocidad de 60° de longitud por semana.

2. Variaciones en la circulación del hemisferio norte Las configuraciones de isóbaras e isohipsas correspondientes a determinadas épocas del año pueden ser radicalmente distintas de las que aparecen indicadas en los mapas medios (véanse figs. 3.18, 3.34 y 3.35). Estas variaciones, cuya duración oscila entre tres y ocho semanas, se producen de manera irregular, pero son bastante más apreciables durante los meses de invierno, cuando la circulación general es más intensa. La naturaleza de estos cambios aparece ilustrada en forma esquemática en la figura 3.33.

Los vientos zonales del Oeste que soplan sobre las latitudes medias originan la formación de ondas, y los surcos y vaguadas se van acentuando, dividiéndose finalmente en un conjunto de células, con pronunciado flujo en dirección Sur en ciertas longitudes. La fuerza de los vientos del Oeste entre 35° y 55°N se denomina «índice zonal»; los vientos zonales del Oeste fuertes son representativos de un índice alto y cuando el índice

es bajo se originan células muy marcadas (lám. 13). Puede presentarse también un índice relativamente bajo cuando los vientos del Oeste soplan bastante más al Sur de su latitud usual y, paradójicamente, esta expansión de la circulación zonal va asociada a fuertes vientos del Oeste en latitudes más bajas que aquellas en que son frecuentes. En las figuras 3.34 y 3.35 aparece ilustrado el contraste entre las isohipsas medias de 700 mb y los perfiles de velocidad de viento zonal en dos meses distintos. En diciembre de 1957, los vientos del Oeste fueron superiores a lo normal al Norte de 40°N y los surcos y vaguadas estaban escasamente desarrollados, mientras que en febrero de 1958 el índice zonal era bajo y existía un extenso vórtice circumpolar muy extendido, con lo que se produjeron fuertes vientos del Oeste en las latitudes medias. En la configuración de 700 mb aparecen anticiclones subtropicales muy débiles, intensas vaguadas meridianas y el anticiclón del bloqueo situado fuera de Alaska (véase fig. 3.33D). La causa de estas variaciones es aún bastante incierta, aunque, al parecer, el rápido flujo zonal es inestable y tiende a romperse. Es indudable que esta tendencia se ve aumentada en el hemisferio norte por la distribución de los continentes y los océanos. Los estudios detallados que se realizan en la actualidad están empezando a demostrar que las fluctuaciones irregulares del índice, junto con las características secundarias de la circulación, tales como las células superficiales de bajas y altas presiones o las grandes ondas superiores, desempeñan un importante papel en la redistribución de la cantidad de movimiento y de la energía. Diversos experimentos realizados en laboratorio con recipientes de agua que simulaban la atmósfera, así como los estudios llevados a cabo en ordenadores utilizando modelos numéricos del comportamiento de la atmósfera demuestran que una circulación de Hadley no puede constituir un mecanismo apropiado para el transporte de calor hacia el polo. En consecuencia, el gradiente meridiano de temperatura aumenta y finalmente el flujo se hace inestable y no puede seguir siendo del tipo de Hadley, y por lo que se fracciona en una serie de remolinos ciclónicos y anticiclónicos. Este fenómeno se conoce con el nombre de inestabilidad baroclínica. Por lo que a la energía se refiere, la energía potencial del flujo zonal se convierte en la energía potencial y cinética de los remolinos. Actualmente se sabe también que la energía cinética del flujo zonal proviene de los remolinos, contrariamente a lo que mantenían las teorías clásicas, que consideraban las perturbaciones en los cinturones globales de viento como un detalle superpuesto. Cada día se hace más evidente el significado de las perturbaciones atmosféricas y de las variaciones de circulación. Sin embargo, los mecanismos de la circulación se complican por numerosos procesos de interacción y realimentación de los cuales uno de los más importantes incluye la circulación oceánica,

FIG. 3.34 Arriba. Distribución de las isohipsas medias de 700 mb (en decenas de pies) correspondientes a diciembre de Í957; puede apreciarse un flujo del Oeste rápido y de pequeña amplitud, típico de un índice zonal elevado. Abajo. Perfiles medios de 700 mb de la velocidad del viento zonal (m/s) en el hemisferio occidental correspondientes a diciembre de 1957 comparados con los de un diciembre normal. Los vientos del Oeste fueron más fuertes y estaban desplazados hacia el norte (según la Monthly Weather Review, 85, 1957, págs. 410411).

tal como se indica más adelante. El significado de las interacciones entre el calor de la atmósfera y el océano y los balances de humedad han sido estudiados ya en el capítulo 1, G y en el capítulo 2, A. 3. La circulación de la superficie del océano

Fig. 3.35 Arriba. Distribución de las isohipsas medias de 700 mb (en decenas de pies) correspondientes a febrero de 1958. Abajo. Perfiles medios de 700 mb de la velocidad del viento zonal (m/s) en el hemisferio occidental correspondientes a febrero de 1958 comparados con los de Un febrero normal. Los vientos del Oeste fueron más fuertes en las latitudes bajas, con una máxima a unos 33°N (según la Monthly Weather Review, 86, 1958, págs. 62-63).

La característica más evidente de la circulación de la superficie del océano es el control que ejercen sobre ella los vientos globales de bajo nivel, especialmente los anticiclones subtropicales y los vientos del oeste. La circulación oceánica experimenta incluso cambios estacionales de dirección en las regiones monzónicas del océano índico septentrional, al Este de África y al Norte de Australia (fig. 3.36). El efecto Ekman (véase capítulo 3, A.5) desvía el flujo hacia la derecha (en el hemisferio norte) y reduce su velocidad a medida que aumenta la profundidad, ya que deja de sentirse el efecto del viento. Sin embargo, este cambio de dirección con la profundidad disminuye con la latitud, por lo que en las proximidades del ecuador no existen los cambios de dirección en las profundidades que son característicos de las altas latitudes. La profundidad a que se produce este cambio aumenta hacia el polo, pero, por término medio, es de 50 metros en las grandes extensiones oceánicas. Además, cuando el agua se mueve en el sentido de los meridianos, la conservación del momento cinético implica un cambio en la verticidad relativa (véanse páginas 147 y 178); las corrientes que se dirigen hacia el polo adquieren vorticidad anticiclónica y las que se dirigen hacia el ecuador vorticidad ciclónica. Entre los anticiclones subtropicales y el ecuador, los vientos alisios permanentes originan las amplias Corrientes Ecuatoriales del Norte y del Sur (fig. 3.36). En el extremo occidental de los océanos, la mayor parte de esta agua se desvía hacia el polo debido al influjo de las corrientes de aire, por lo que cada vez es mayor el efecto de la desviación de Ekmann y de la vorticidad anticiclónica. Sin embargo, una cierta cantidad de agua tiende a acumularse en las proximidades del ecuador en las orillas occidentales de los océanos, en parte debido a que allí el efecto Ekmann virtualmente no existe, la desviación hacia los polos es pequeña y no fluyen corrientes en sentido contrario en las profundidades. A este agua se añade la que es desplazada hacia el norte, hasta la zona ecuatorial, por las circulaciones especialmente activas de los anticiclones subtropicales del hemisferio sur. El agua así acumulada fluye de nuevo en dirección Este, siguiendo el gradiente hidráulico y formando en la superficie las estrechas Contracorrientes Ecuatoriales, cuyo avance no se ve impedido, ya que los vientos superficiales son débiles. A medida que la circulación se desvía hacia el polo a lo largo del extremo occidental de

los anticiclones subtropicales oceánicos, el agua tiende a acumularse cerca de los continentes; así por ejemplo, el nivel del mar es apreciable-mente más alto en el Golfo de México que en la costa atlántica de Estados Unidos. El agua que se acumula de esta manera no puede hundirse, ya que su temperatura es relativamente alta y tiene por tanto estabilidad vertical; por consiguiente, continúa moviéndose hacia el polo, siguiendo la dirección del viento dominante en la superficie. Como consecuencia de este movimiento, aumenta la vorticidad anticiclónica de la corriente y este efecto se suma al del viento, por lo que se forman corrientes relativamente estrechas de gran velocidad (por ejemplo, las de Kuro Sivo, Brasil, Mozambique-Agulhas y, en menor extensión, la Corriente Oriental de Australia). En el Atlántico Norte la configuración del Mar del Caribe y del Golfo de México favorecen especialmente la acumulación de agua, que es enviada hacia el sur a través del Estrecho de Florida, formando la Corriente del Golfo, especialmente estrecha y rápida. Estas corrientes que fluyen hacia el polo son frenadas por su rozamiento con la costa de los océanos que bañan y por la pérdida de energía que experimentan debido a la difusión turbulenta, como las que acompañan a la formación y desprendimiento de meandros en la Corriente del Golfo. En los bordes de los anticiclones subtropicales próximos a los polos dominan las corrientes del oeste y allí donde su avance se ve impedido por las masas continentales del hemisferio sur forman la amplia y veloz Deriva del Viento del Oeste. En el hemisferio norte, gran parte de la corriente atlántica que se dirige hacia el este se desvía hacia el norte,

Fig. 3.36 La circulación general de las corrientes marinas mostrando las anomalías de la temperatura media en la superficie de ¡os océanos. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16.

Corriente del Golfo Corriente nordatlántica Corriente oriental de Groenlandia Corriente occidental de Groenlandia Corriente del Labrador Corriente de las Canarias Corriente nordecuatorial Corriente del Caribe Corriente de las Antillas Corriente sudecuatorial Corriente del Brasil Corriente de las Malvinas Deriva del Viento del Oeste Corriente de Benguela Corriente de Guinea Deriva del monzón SO y NE

17. 18. 19. 20. 21. 22. 23. 24. 25. 26. 27. 28. 29. 30. 31. 32.

Corriente sudecuatorial Contracorriente ecuatorial Corriente de Mozambique Corriente de Agulhas Corriente occidental de Australia Kuro Sivo Deriva del Pacífico Norte Corriente de California Corriente nordecuatorial Contracorriente ecuatorial Corriente de Alaska' Corriente de Kamchatka Corriente sudecuatorial Corriente oriental de Australia Corriente del Perú o de Humboldt Contracorriente ecuatorial

dando lugar a temperaturas del agua del mar excepcionalmente altas; este efecto es compensado en las profundidades por un flujo de agua fría que se dirige hacia el sur procedente del Ártico. Sin embargo, más de la mitad de la masa de agua que forma la Deriva del Atlántico Norte y casi toda la de la Deriva del Pacífico Norte se desvían hacia el Sur alrededor de la parte oriental de los anticiclones subtropicales, formando las corrientes de Canarias y California. Sus equivalentes en el hemisferio sur son la corriente de Benguela, de Humboldt o del Perú y de Australia Occidental. En contraste con las corrientes del extremo occidental de los océanos, éstas adquieren vorticidad ciclónica, que se opone a la anticiclónica que les comunica el viento, por lo que son relativamente amplias y su velocidad es escasa. Además, la desviación debida al efecto Ekmann hace que las aguas superficiales se muevan hacia el Oeste, alejándose de las costas, por lo que asciende agua fría desde profundidades comprendidas entre 100 y 300 m. Aunque la zona de ascenso del agua puede ser bastante estrecha (unos 200 km para la corriente de Benguela), el efecto Ekmann traslada este agua hacia el Oeste. En la parte orientada al polo de estas costas bañadas por agua fría, la desviación hacia el sur de los cinturones de viento hace que el ascenso de agua de las profundidades varíe marcadamente de unas estaciones a otras; así por ejemplo, el ascenso de agua fría en la Corriente de California es particularmente apreciable durante el período comprendido entre marzo y julio. RESUMEN El movimiento del aire se describe mediante sus componentes horizontal y vertical; esta última es mucho menor que las velocidades horizontales. Los movimientos horizontales compensan los desequilibrios verticales entre la aceleración de la gravedad y el gradiente vertical de presiones. La velocidad horizontal del viento viene determinada por el gradiente horizontal de presiones, el efecto de la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis), y la curvatura de las isóbaras (aceleración centrípeta). Estos tres factores son considerados en la ecuación del viento del gradiente, pero ésta puede ser aproximada satisfactoriamente en los flujos a gran escala por el viento geostrófico que es perpendicular al gradiente de presión. Por debajo de los 1500 m, la velocidad y dirección del viento se ven afectadas por la fricción superficial. El aire asciende (desciende) en asociación con una convergencia (divergencia) superficial del aire. El movimiento del aire también está sujeto a la vorticidad vertical relativa como resultado de la curvatura de las

líneas de corriente y/o la cizalladura lateral; esto, junto con el efecto de rotación de la tierra enmascaran la vorticidad vertical absoluta. Los vientos locales se dan como resultado de las diferencias térmicas que varían durante el día y que establecen gradientes locales de presión (vientos montaña-valle y brisas tierra-mar) o debido al efecto de una barrera topográfica aire que la cruza (ejemplos de ella son el Föhn de sotavento y los vientos bora). El cambio vertical de presión con la altura depende de la estructura de la temperatura. Los sistemas de altas (bajas) presiones se intensifican con la altitud en una columna de aire caliente (frío); así, las bajas calientes y las altas frías son hechos someros. La relación de «espesor» se esclarece mediante los anticiclones subtropicales de niveles superiores y el remolino polar en ambos hemisferios. Los vientos del oeste intermedios de latitudes medias tienen así una gran componente de «viento térmico». Se concentran en las corrientes en chorro de la troposfera superior por encima de acusados gradientes térmicos, tales como los frentes. Los flujos superiores presentan una configuración de ondas largas a gran escala, especialmente en el hemisferio norte, relacionada con la influencia de las barreras montañosas y las diferencias tierra/mar. El campo barométrico superficial está dominado por altas subtropicales semipermanentes, bajas subtropicales y, en invierno, altas continentales frías superficiales en Siberia y en el Canadá noroccidental. La zona ecuatorial es predominantemente de bajas presiones. Los cinturones de vientos globales asociados son los alisios del este y los vientos del oeste de las latitudes medias. Existen vientos polares del este más variables y sobre las áreas terrestres existe en verano una banda de vientos del oeste ecuatoriales que representan los sistemas monzónicos. Mientras que la circulación de las latitudes medias es esencialmente zonal (oeste-este), esta configuración es intermitentemente interrumpida por altas «bloqueantes» orientadas hacia el sur; una secuencia idealizada se conoce como el ciclo del índice zonal. La circulación atmosférica general que transfiere calor y momento hacia los polos, se halla predominantemente en un plano meridional vertical en las latitudes bajas (la célula de Hadley), pero en las latitudes medias y altas tiene lugar por ondas y remolinos horizontales (ciclones/ anticiclones). La energía substancial es también transportada hacia los polos por los sistemas de corrientes oceánicas.

4 Masas de aire, frentes y depresiones Una masa de aire puede definirse como (una gran porción dé aire cuyas propiedades físicas, en especial la temperatura, contenido de humedad y gradiente vertical de temperatura, son más o menos uniformes para una extensión horizontal de varios centenares de kilómetros. En teoría, se considera como atmósfera ideal aquella en que las superficies de

presión constante no cortan a las superficies isostéricas (o de densidad constante), de manera que en cualquier corte vertical, tal como el que aparece en la figura 4.1,das isóbaras y las isotermas son paralelas.) Dicha atmósfera se conoce con el nombre de barotrópica. La naturaleza y el grado de uniformidad denlas características de una masa de aire vienen determinados por tres factores principales, a saber: a)la naturaleza del manantial de la masa (del que ésta adquiere todas sus propiedades originales) y la dirección en que se mueve (las propiedades físicas de todas las masas de aire se clasifican por comparación con las de la región situada debajo de ellas o con las de las masas de aire adyacentes) b) los cambios que tienen lugar en la constitución de una masa de aire cuando ésta se traslada recorriendo grandes distancias, y c) la edad de la masa de aire. El estudio de las propiedades que distinguen las diversas masas de aire entre sí conduce naturalmente a la consideración de los límites de las masas de aire o «frentes». También se estudian en el presente capítulo las relaciones entre los centros de bajas presiones y las configuraciones del aire situado encima de ellas y se realiza a continuación un breve examen de los diversos métodos empleados en la predicción del tiempo. A.

NATURALEZA DE LOS MANANTIALES DE MASAS DE AIRE

Hemos observado ya que la mayor parte de los procesos físicos que tienen lugar en nuestra atmósfera son el resultado de los intentos de autorregulación que ésta realiza para tratar de reducir las enormes diferencias que resultan de la irregular distribución en el mundo del calor; la humedad y la presión. A escala mundial, el equilibrio entre calor y cantidad de movimiento es cierto sólo a largo plazo y por término medio. Sin embargo, a menor escala la radiación y la mezcla vertical pueden producir un cierto equilibrio entre las condiciones reinantes en superficie y las propiedades de la masa de aire situada por encima de ella sobre una determinada región geográfica y durante un período de tiempo que oscila entre tres y cinco días. Naturalmente, los principales manantiales de masas son zonas de superficie extensa y uniforme sobre las que generalmente se encuentran sistemas barométricos casi estacionarios. Estas condiciones se cumplen cuando hay movimiento lento y divergente desde las principales células térmicas y dinámicas de altas presiones, mientras que las regiones de bajas presiones son zonas de convergencia hacia las que se trasladan las masas de aire (véase cap. 4, E). Las masas de aire se clasifican básicamente atendiendo a dos factores FIG. 4.1 Corte esquemático de temperaturas en el que aparecen masas de aire barótrpicas y una zona frontal baroclínica (se supone que la densidad disminuye tan sólo al aumentar la altura).

Principales. El primero de ellos es la temperatura, que da origen a las masas de aire ártico, polar y tropical; el segundo es el tipo de superficie de la región de origen, con lo que tenemos las masas continentales y marítimas. Se estudian a continuación las principales masas de aire frías y cálidas. 1.

Masas de aire frío

Los principales manantiales de aire frío del hemisferio norte son: a) los anticiclones continentales de Siberia y Canadá septentrional, que dan origen a las masas de aire polar continental (cP) y b) la Cuenca Ártica cuando en ella dominan las altas presiones (fig. 4.2). En algunas clasificaciones se designa el aire de la última categoría como continental ártico

FIG. 4.2 Masas de aire en invierno. A Hemisferio norte (según Petterssen, 1958 y Crowe, 1965). B Hemisferio sur (según Taljaard, 1972).

(cA), pero las diferencias entre las masas de aire cP y cA están limitadas principalmente a la troposfera media y superior, donde la temperatura del aire cA es menor (tabla 4.1). Los manantiales de estas dos masas, por estar cubiertos de nieve, dan origen a un marcado enfriamiento de las capas inferiores (véase. figura 4.3) y, puesto que el contenido de vapor de agua del aire frío es muy limitado, estas masas de aire tienen generalmente una proporción de mezcla de sólo 0,1-0,5 g/kg en las proximidades de la superficie. La estabilidad que origina el enfriamiento de la superficie evita la mezcla

TABLA 4.1 Características de la masa de aire en invierno

cT

(1) Valores típicos en América del Norte, entre 45° y 50°N (según Godson, 1950) (2) Valores mensuales medios en las Islas Británicas, utilizando los datos correspondientes a Kew en lugar de los valores de 1000 mb (según Belasco, 1952) (3) Valores típicos en el Mediterráneo (según «Weather in the Mediterranean», M.O. 391, 1962) (4) Valores típicos en Australia, 33°S (según Taljaard, 1969) (5) Valores típicos en la Antártida, 75°S (según Taljaard, 1969) (6) Valores típicos en los Mares de! Sur, 50°S (según Taljaard, 1969) T = temperatura del aire (°C) Masa de aire (1) T (3) T (3) x (5) T (5) x mA (1) T * (2) T (2) x (3) T (3) X (6) T (6) x cP (1) T ** (2) T (2) x (3) T (3) x mPw (1) T (2) T *** (2) x (3) T (3) x (4) T (4) x mT (1) T (2) T **** (2) x (3) T (3) x (4) T (4) x

Nivel (mb) 1000

cA

1 2,4 (0,33)***** (0,2)***** 1 3,1 4 4,6 0 3,0 2 2,6 7 4,5 — 8 5,8 12 7,8 10 5,5 11 6,8 — — 14 7,8

x = proporción de mezcla (g/kg) 850 -31 -8 1,7 -28 0,3 -10 -9 1,7 -6 2,2 -10 1,6 -18 -12 1,5 -2 2,6 5 1 4,0 2 4,0 2 3,4 10 6 5,6 10 6,0 6 5,3

700 -33 -21 0,4 -30 0,2 -21 -20 0,7 -14 1,3 -20 0,8 -20 -22 0,6 -13 1,3 -4 -9 2,1 -7 1,6 -7 1,8 0 -2 3,5 2 2,5 -2 2,5

500 -42 -36 0,2 -42 0.1 -38 -40 0,6 -33 0,3 -35 0,2 -33 -41 0,1 -24 0,4 -23 -27 0,6 -23 0,4 -25 0,4 -17 -17 1,2 -14 1,0 -18 0,9

Med

(3) T (3) x

— —

19 1,8

5 1,3

-17 0,6

(3) 7 (3) .v

14 7,0

3 3,7

-3 2,5

-19 0,9

Clasificación según Belasco:

*P1, **A1 , ***P1, ****T1, ***** nivel de 950 mb.

vertical, por lo que sólo pueden producirse enfriamientos posteriores debidos a pérdidas por radiación y aun de forma muy lenta. El efecto de este enfriamiento radiactivo se combina con la tendencia que tienen las masas de aire a hundirse en las regiones de altas presiones, produciéndose una marcada inversión de temperatura desde la superficie hasta unos 850 mb en las masas cA y cP típicas. A causa de su extrema sequedad, estas masas de aire, se caracterizan por su escasa nubosidad y pueden producir sólo ligeras nevadas ocasionales. Durante el verano, el calentamiento de la tierra en Canadá septentrional y Siberia hace que desaparezcan virtualmente sus manantiales de aire frío. La Cuenca Ártica permanece (véase fig. 4.4 A), pero el espesor de la capa de aire frío en

Fig. 4.3 Estructura de la temperatura vertical media de determinadas masas de aire que afectan a América del Norte, a unos 45°-50°N, sobre su manantial o sobre América del Norte en invierno (según Godson, Showalter y Willett).:

ella está muy limitado en dicha época del año. En el hemisferio sur, el continente antártico y los casquetes de hielo son una fuente de aire cA en todas las estaciones (figs. 4.2 B y 4.4 B). No hay fuentes de aire cP, sin embargo, dada la predominancia de las áreas oceánicas en las latitudes medias. En todas las estaciones, el aire cP o cA sufre profundas modificaciones durante su paso sobre el océano. Se originan masas de aire de tipo secundario, que serán consideradas en el apartado B del presente capítulo. 2. Masas de aire cálido Estas masas se originan en las células subtropicales de altas presiones y, durante el verano, en las grandes acumulaciones de aire superficial

Fig. 4.4 Masas de aire en verano. A Hemisferio norte (según Petterssen, 1958 y Growe, 1965). B Hemisferio sur (según Taljaard, 1972).

caliente características del interior de las extensas zonas continentales. Los manantiales de aire tropical (T) pueden ser: marítimos (mT), si se originan en las células subtropicales oceánicas de altas presiones, o continentales (cT), si se originan en la parte de dichas células situada sobre los continentes (como ocurre con el «Harmattan» del Norte de África) o si están simplemente asociados a regiones de vientos flojos y generalmente variables y se forman con la ayuda de la subsidencia que se produce en la troposfera superior de los grandes continentes en verano (por ejemplo, en Asia central). En el hemisferio sur, el área de procedencia del aire mT cubre aproximadamente la mitad del hemisferio. No

TABLA 4.2 Características de la masa de aire en verano (misma clave que para la tabla 4.1) Masa de aire cA (5) T (5) x mA (1) T (2) T (2) x mP (1) T *

(2) T (2) x (3) T (3) x

Nivel (mb) 1000 (-9)*** (1,8)***

— 14 6,3

— 16 8,4

— —

(4) T (4) x cP (3) T (3) x mT (1) T

17 8,0 26 16,1

(2) T (2) x (4) T (4) x cT (1) T

19 10,8 22 13,4

(2) T (2) x

** (3)T (3) x (4) T (4) x Med (3) T (3) x

—

— 21 12,1

— — 27 8,0 29 14,1

850 -13 1,1 -4

700 -20 0,7 -14

500 -33 0,2 -33

2 4,3 11

-7 2,5 0

-25 0,1 -19

4 3,9 18

-6 2,2 -2

-24 0,4 -19

6,0

2,5

0,8

8 6,0 13 6,7 18

0 3,1 4 3,4 8

-14 1,0 -14 0,9 -8

12 8,1 16 8,0 22

4 4,5 5 4,8 10

-11 2,4 -11 1,7 -11

16 3,9 26

6 3,4 13

-11 1,1 -10

4,5

2,5

0,5

20 4,7 19 7,4

7 3,6 12 3,0

-12 1,2 -6 0,9

descendente), la alta humedad de las capas inferiores situadas sobre los océanos y por su estratificación estable. Puesto que el aire está caliente y húmedo en las proximidades de la superficie, a medida que se traslada desde su manantial hacia el polo se desarrollan normalmente en él nubes estratiformes. En invierno, el aire de tipo continental está restringido principalmente al Norte de África (véase fig. 4.2, tabla 4.1), donde constituye una masa de aire cálido, seco y estable. En verano, el calentamiento de las capas inferiores debido al calor desprendido por la superficie da lugar a un elevado gradiente vertical de temperatura, pero, a pesar de la inestabilidad reinante, la escasa humedad relativa y específica evitan la formación de nubes y la precipitación. En el hemisferio sur, el aire cT prevalece bastante más en invierno sobre los continentes subtropicales a excepción de Sudamérica. En verano, gran parte del sur de África

Clasificación de Belasco: *Pa. **cT que se origina sobre África, ***950 mb.

existe ninguna zona de gradiente de temperaturas significativo entre el ecuador y la Convergencia Subtropical oceánica de los 40° S aproximadamente. Las masas de aire de tipo marítimo se caracterizan por su elevada temperatura (acentuada por el calentamiento a que se ve sometido el aire

FIG. 4.5 Estructura de la temperatura vertical media de determinadas masas de aire que afectan a América del Norte en verano (según Godson, Showalter y Willett).

resultantes 14 medios de cada mes puede usarse en el análisis de las áreas de divergencia que representan regiones de origen de masas de aire, flujos a favor de la corriente y zonas de confluencia entre distintas corrientes de aire. La figura 4.6 muestra las zonas de origen en el hemisferio norte y su duración anual. Predominan cuatro de ellas: los anticiclones subtropicales del Pacífico Norte y del Atlántico Norte, y sus partes contrarias en el hemisferio austral. Durante todo el año el aire de esta procedencia cubre por lo menos un 25 % del hemisferio norte; durante 6 meses al año afecta casi a las tres cuartas partes de dicho hemisferio. B. MODIFICACIONES DE LAS MASAS DE AIRE A medida que las masas de aire se alejan de sus manantiales, se ven afectadas por diversos intercambios de temperatura y humedad con la superficie del suelo y por los distintos procesos de carácter dinámico que tienen lugar en la atmósfera. Por consiguiente, una masa de aire inicialmente barotrópica se transforma gradualmente en una corriente de aire moderadamente baroclínica, en la que las superficies isostéricas e isobáricas se cortan unas a otras. Debido a la presencia de gradientes horizontales de temperatura, el aire no puede desplazarse como un bloque sólido conservando intacta su estructura interna. La trayectoria (es decir, curso real) que sigue una partícula de aire de la troposfera media o superior será normalmente bastante distinta de la que sigue una partícula situada más cerca de la superficie a causa del aumento de la velocidad del viento del Oeste con la altura. La estructura real de una corriente de aire en un instante dado viene determinada en gran parte por los procesos de modificación que ha sufrido la masa. A pesar de todas estas observaciones, el concepto de masa de aire sigue siendo aún de considerable valor práctico Fig. 4.6 Regiones de origen de las masas de aire en el hemisferio norte; las cifras indican el número de meses al año que las áreas se ven afectadas por cada masa de aire (según Wendland y Bryson, 1981).

y del norte de Australia se ve afectado por el aire mT, mientras que existe una pequeña fuente de aire cT sobre Argentina (fig. 4.4 B). Las características de las masas de aire primarias aparecen ilustradas en las figuras 4.3 y 4.5 y en las tablas 4.1 y 4.2. En algunos casos sus propiedades han sido considerablemente afectadas por su desplazamiento desde su manantial, cuestión que estudiaremos a continuación. Una visión distinta de las regiones de origen puede obtenerse del análisis de las corrientes de aire. Las líneas de corriente de los vientos

1.

Mecanismos causantes de las modificaciones

Por razones de conveniencia, los mecanismos que intervienen en la modificación de las masas de aire se tratan en forma separada, aunque una distinción tan rígida no se justifica generalmente en la práctica. a. Cambios termodinámicos. Una masa de aire puede calentarse en su parte inferior al pasar desde una superficie fría a otra caliente o a causa del calentamiento por la radiación solar del suelo sobre el que se

14

Viento resultante es el vector promedio de todas las direcciones y velocidades del viento.

encuentra situada. De manera similar, pero a la inversa, puede enfriarse desde su parte inferior. El calentamiento desde abajo, contribuye a incrementar la inestabilidad de la masa de aire, de manera que el efecto puede extenderse rápidamente a través de un considerable espesor, mientras que el enfriamiento de la superficie origina una inversión de temperatura, que limita en gran manera su extensión vertical. Por esta razón, el enfriamiento se produce principalmente mediante pérdidas de calor por radiación, proceso que tiene lugar sólo en forma muy gradual. Los cambios pueden producirse también por ungimiento de evaporación; la humedad puede provenir de la superficie, inferior o de la precipitación recibida de una masa de aire superior. Inversamente, la pérdida de humedad por condensación o precipitación puede ocasionar también cambios. Paralelamente a éstos, existe un cambio de mayor importancia, que es el aumento o disminución respectivos de calor latente que acompañan a la condensación o a la evaporación. En las figuras 1.28 y 1.29 aparecen las distribuciones del calor sensible y latente cedido a la atmósfera, aunque debe notarse que los valores hacen referencia a cantidades anuales. b. Cambios dinámicos. Los cambios dinámicos (o mecánicos) son, en apariencia, diferentes de los cambios termodinámicos porque suponen mezcla o variaciones de presión asociad.as al movimiento de la, masa de aire. Se ha demostrado que la distribución de las propiedades físicas de las masas de aire puede ser considerablemente modificada, por ejemplo por un período prolongado de mezcla turbulenta (véase fig. 2.15). Este proceso reviste singular importancia a niveles bajos, donde el rozamiento con la superficie intensifica la natural turbulencia del flujo de aire, contribuyendo a la transmisión hacia arriba de los efectos de los procesos termodinámicos, Los intercambios radiactivos y advectivos estudiados previamente son no-adiabáticos, pero el ascenso o descenso del aire ocasiona cambios adiabáticos de temperatura. Cuando el aire se ve forzado a subir para salvar una cadena de montañas o cuando se produce convergencia de las líneas de corriente, puede tener lugar un ascenso en gran escala. Inversamente, puede producirse un hundimiento cuando la convergencia en niveles altos desencadena la subsidencia o cuando el aire estable, que se ha visto forzado a ascender por causa de una elevación del terreno, desciende por el otro lado. De hecho, los procesos dinámicos que tienen lugar en la troposfera media y superior son una de las causas principales de la modificación de las masas de aire. La disminución de estabilidad en las alturas, a medida que el aire se aleja de las zonas de subsidencia, es ejemplo corriente de este tipo de mecanismos.

2.

Consecuencias de las modificaciones: masas de aire secundarias

La consideración de las distintas maneras en que cambia el carácter de -las masas de aire constituye una valiosa ayuda para el estudio del tiempo, ya que gran parte de los fenómenos meteorológicos que tienen lugar corrientemente son el producto de dichas modificaciones. a. Aire frío. En invierno las corrientes de aire polar continental procedentes de Canadá soplan frecuentemente sobre el Atlántico occidental, donde sufren rápidas transformaciones. El calor desprendido por la Corriente del Golfo hace que las capas inferiores del aire se conviertan rápidamente en inestables y la evaporación hace que aumente enormemente el contenido de humedad (véase fig. 1.28). La turbulencia, asociada a la inestabilidad convectiva, da lugar a borrascas. Cuando el aire llega a la parte central del Atlántico, se ha convertido ya en una masa de aire marítimo polar (mP), fresco y húmedo. Un proceso análogo tiene lugar en la masa que, procedente de Asia, llega al Norte del Océano Pacífico (véase fig. 4.2). El océano circumpolar da lugar sobre las latitudes medias del hemisferio sur a una zona continua de aire mP que en verano se extiende a la orilla de la Antártida. Durante esta estación, sin embargo, existe un considerable gradiente de temperaturas oceánicas asociado con la convergencia Antartica que hace que la zona está muy lejos de ser uniforme en cuanto a sus propiedades físicas. El tiempo característico de las corrientes de aire cP alterna períodos de nitidez y lluvias de turbonada, con una capa variable de nubes formada por cúmulos y cumulonimbos. A medida que el aire se mueve hacia el Este, en dirección a Europa, la superficie del mar, por estar más fría, puede originar en las capas inferiores una estratificación indiferente o incluso estable; esto ocurre especialmente en verano, aunque el subsiguiente calentamiento del aire sobre la tierra regenera de nuevo las condiciones de inestabilidad. Estas condiciones son semejantes a las que se producen cuando el aire cA) atraviesa zonas marítimas en las latitudes altas, aunque con temperaturas inferiores (tabla 4-1), y se produce aire ártico marítimo (mA). En invierno, cuando el aire cP se traslada hacia el Sur sobre los continentes, como, por ejemplo, sobre la parte central de América del Norte, su temperatura asciende y adquiere una mayor tendencia a la inestabilidad, pero el contenido de humedad apenas varía. Va acompañado de nubes cumuliformes escasamente desarrolladas, que raras veces originan precipitación, ni siquiera por la tarde, cuando la inestabilidad debida a la convección es máxima. Se producen excepciones

sin embargo, a principios de invierno en la zona de las orillas oriental y meridional de la bahía de Hudson y de los Grandes Lagos. Hasta el momento en que estas grandes extensiones de agua se hielan, las corrientes de aire frío que las atraviesan se calientan rápidamente y se cargan de humedad, lo que da origen a intensas nevadas de carácter local. En Eurasia y América del Norte, el aire cP puede moverse hacia el Sur y luego torcer nuevamente hacia el Norte. Algunas clasificaciones de masas de aire tienen en cuenta estas posibilidades especificando si el aire es más frío (k) o más caliente (w) que la superficie que atraviesa. Por ejemplo, cPk hace referencia a una masa de aire polar continental, frío y seco, que se mueve sobre una superficie más caliente y que es, por tanto, susceptible de convertirse en inestable. De la misma manera, mPw indica que una masa de aire polar marítimo y húmedo se hace cada vez más fría en las proximidades de la superficie y, por consiguiente, aumenta su estabilidad. En general, una masa de aire «k» va acompañada de vientos rachea-dos y turbulentos, que, al dispersar el humo y la niebla, contribuyen a aumentar la visibilidad. La inestabilidad da origen a nubes de tipo cúmulo. Las masas de aire del tipo «w» se caracterizan por su estabilidad, acompañada a veces de inversión con nubes estratiformes. La escasez de mezcla vertical permite la concentración de humo, bruma y niebla en los niveles inferiores. Es evidente que estos símbolos y otros similares constituyen una gran ayuda para la descripción abreviada de los principales parámetros que caracterizan a las distintas masas de aire. Hay muchas partes del globo que deben ser consideradas como zonas de transición en las que la superficie y la circulación del aire producen masas de características intermedias. El Norte de Asia y el del Canadá pertenecen a esta categoría en verano. En términos generales, el aire tiene en ellas ciertas afinidades con las masas de aire polar continental, pero la abundancia de pantanos y grandes extensiones de agua, especialmente en Canadá, hacen que exista una elevada humedad y que la nubosidad sea abundante. De manera similar, las charcas y ríos de hielo fundente existentes en la capa de hielo prensado ártica hacen que esta zona sea considerada en verano como un manantial de masas de aire ártico marítimo (mA) (fig. 4.4 A). Esta designación también se aplica al aire que se encuentra sobre el casquete antártico en invierno, que está mucho menos frío en sus niveles inferiores que el aire que se encuentre sobre el continente mismo. b. Aire cálido. La modificación de una masa de aire cálido constituye normalmente un proceso gradual. El aire que se mueve hacia el polo sobre superficies más frías se hace progresivamente más estable en sus

capas inferiores, En el caso del aire mT, de alto contenido de humedad, el enfriamiento en superficie produce nieblas de advección, como ocurre frecuentemente, por ejemplo, en los accesos al canal de la Mancha por la parte sudoccidental durante la primavera y a principios de verano, cuando el mar está aún frío. Se dan desarrollos análogos de nieblas de advección en el aire mT a lo largo de la costa meridional de China en febrero-abril y también frente a Terranova y sobre la costa del norte de California en primavera y verano. Si la velocidad del viento es suficiente para permitir la mezcla vertical, en lugar de niebla se forman estratos a poca altura, que pueden originar lloviznas. Además, si el aire se ve forzado a ascender para atravesar montañas o para salvar una masa de aire adyacente, pueden producirse intensas lluvias. El aire del tipo cT, que se origina en verano en la parte de los anticiclones subtropicales situada sobre las zonas áridas próximas a los trópicos, es extremadamente cálido y seco (tabla 4.2). Es típicamente inestable en los niveles bajos y puede producir tempestades de arena, pero la sequedad y subsidencia del aire superior limitan el desarrollo de nubes. En el caso del Norte de África, este aire cT puede desplazarse hacia el Mediterráneo, donde rápidamente se carga de humedad, con el consiguiente desprendimiento del inestabilidad potencial, que desencadena chubascos y actividad tormentosa. Las masas de aire de las latitudes bajas presentan considerables problemas de interpretación. Los contrastes de temperaturas que se encuentran en las latitudes altas y medias están prácticamente ausentes y las únicas diferencias existentes son debidas principalmente al contenido de humedad y, más especialmente, a la presencia o ausencia de subsidencia. Generalmente, el aire ecuatorial es más fresco que el que desciende en los anticiclones subtropicales, por ejemplo. Las masas de aire tropical pueden diferenciarse de manera significativa tan sólo en función de su contenido de humedad y de los efectos de la subsidencia en el gradiente. En verano, en la parte ecuatorial de los anticiclones subtropicales el aire se mueve en dirección Oeste procedente de zonas en que la superficie del mar está fría (por ejemplo, en África del Norte y California) hacia zonas en que está más caliente. Además, la parte sudoccidental de las células de altas presiones se ve afectada sólo por una débil subsidencia debida a su estructura vertical (véase fig. 3.16). Como resultado de todo ello, el aire mT que se dirige hacia el Oeste siguiendo la parte ecuatorial de los anticiclones subtropicales se hace mucho menos estable que el del borde nororiental de las células. Este aire se transforma finalmente en el «aire ecuatorial» muy cálido, húmedo e inestable de la Zona de Convergencia Intertropical (véanse figs. 4.2 y 4.4). El aire monzónico aparece en dichas figuras indicado separadamente, aunque también puede

considerarse en verano como aire mT. En el capítulo 6 se explican las dificultades que entraña el estudio de la climatología tropical en términos de las masas de aire. 3. Edad de las masas de aire La mezcla y las modificaciones que sufre cualquier masa de aire a medida que se aleja de su manantial, conducen finalmente a una disminución del intercambio de energía con el medio que la rodea y a la consiguiente debilitación de los fenómenos meteorológicos asociados a dichos intercambios. Estos procesos hacen que la masa de aire vaya perdiendo cada vez más su identidad original, hasta que finalmente sus características se entremezclan con las de las corrientes de aire que la rodean, pudiendo verse sujeta a la influencia de un nuevo manantial. La parte nordoccidental de Europa aparece en las figuras 4.2 y 4.4 como una zona de masas de aire «mezclado». Con ello se intenta dar cuenta de la diversidad de procedencias y direcciones que puede tener el aire que llega a dicha región, ya que son muy evidentes los procesos meteorológicos asociados a la modificación de las masas de aire y a las zonas frontales que las separan. Lo mismo ocurre en el Mediterráneo en invierno, aunque esta zona imparte sus propias y especiales características a las masas de aire polar y de otras clases que se estancan sobre ella. Este aire se denomina «mediterráneo»; sus valores típicos de temperatura y humedad aparecen relacionados en las tablas 4.1 y 4.2. En invierno es convectivamente inestable (véase fig. 2.14), como consecuencia de la humedad que recoge a su paso por el Mediterráneo. El período de tiempo durante el cual una masa de aire conserva sus características originales depende altamente de la extensión de su manantial y del tipo de configuración de las presiones reinantes sobre la zona. En general, el aire de los niveles inferiores cambia con mucha mayor rapidez que el de los niveles superiores, aunque las modificaciones dinámicas que se producen a gran altura y que a veces no son tenidas en cuenta por los climatólogos, tienen también considerable importancia en los procesos atmosféricos. Por consiguiente, los conceptos modernos relativos a las masas de aire deben ser flexibles desde el punto de vista de los estudios sinópticos y climatológicos. C.

el descubrimiento de que gran parte de los cambios diarios están asociados a información y movimiento de las discontinuidades o «frentes.» que separan distintas masas de aire. Diversas observaciones de temperatura, dirección del viento, humedad y otros fenómenos físicos realizados durante períodos de tiempo inseguro indicaron que las discontinuidades persisten, frecuentemente entre dos masas de aire contiguas de diferentes características. La palabra «frente» aplicada a estas superficies de las masas de aire en conflicto fue propuesta durante la Primera Guerra Mundial por un grupo de meteorólogos (entre los que figuraban V. y J. Bjerknes, H. Solberg Bergeron) que trabajaba en Noruega, y sus ideas constituyen aún hoy en día una parte importante de la mayoría de análisis y predicciones del tiempo, especialmente en las latitudes medias y altas. 1.

Ondas frontales

Se observó que la forma geométrica típica de la superficie que separa dos masas de aire se asemeja a una onda (véase fig. 4.7). Estas ondas son muy similares a las que se producen en las superficies de separación de medios muy diversos, como por ejemplo, en la superficie del mar, en la arena de las playas, en las dunas eólicas, etc. Sin embargo, a diferencia de estas ondas, las de los frentes atmosféricos son normalmente inestables; es decir, se originan repentinamente, aumentan de tamaño y se disipan gradualmente. Los cálculos realizados con modelos numéricos indican que, en las latitudes medias, las ondas de una atmósfera baroclínica son inestables si su longitud de onda es superior a algunos miles de kilómetros. Por consiguiente, la atractiva analogía que parecía existir inicialmente entre los sistemas de ondas atmosféricos y las ondas formadas en la superficie de separación de otros medios constituye una base insuficiente para explicar las ondas frontales. En particular, la circulación en la troposfera superior desempeña un importante papel, ya que crea las condiciones adecuadas para su formación y desarrollo, tal como se demostrará más adelante. 2. La depresión de las ondas frontales Una depresión (denominada también baja o ciclón15) es una zona de presión relativamente baja, en la que las isóbaras tienen forma más o menos circular. Cubre un área de 1500 a 2000 km de diámetro y generalmente tiene una vida de 4-7 días. Los sistemas con estas características, que

FRONTOGÉNESIS

El primer adelanto verdaderamente importante para la comprensión detallada de las variaciones del tiempo en las latitudes medias se hizo con

15

Este último término tiende a ser restringido sólo a la variedad de ciclones tropicales (huracanes).

FIG. 4.8 Modelos esquemáticos de la capa de nubes (en blanco), observada desde los satélites, en relación con los frentes en superficie y las isóbaras generalizadas (véase lám. 19) (según Boucher y Newcomb, 1962). A, B, C y D corresponden a las cuatro fases de las figuras 4.7.

Fig. 4.7 Cuatro etapas del desarrollo típico de una depresión de las latitudes medias (en su mayor parte según Strahler, 1951, modificado según Beckinsale). Las vistas desde satélites de ¡os sistemas nubosos correspondientes a estos estadios se muestran en la fig. 4.8. F = aire frío; c = aire cálido.

son prominentes en los mapas meteorológicos diarios, se denominan fenómenos a escala sinóptica. Esta configuración, por lo menos en las latitudes medias, va normalmente asociada a una convergencia de masas de aire de características dispares, cuya superficie de separación tiene, forma de onda con el vértice situado en el centro de la zona de baja presión. Al formarse la onda entre una masa de aire cálido y otra de aire frío, queda atrapada una masa de aire cálido entre el aire frío modificado de la parte anterior y el de la parte posterior. La formación de la onda origina también una distinción entre las dos secciones de la discontinuidad

original entre ambas masas, ya que, aunque cada una de ellas siga marcando el límite entre el aire frío y el cálido, las características meteorológicas que se observan en sus proximidades son muy distintas. Estas dos secciones de la superficie frontal se conocen con los nombres de «frente cálido» para la parte anterior de la onda y «frente frío» para la parte posterior (fig. 4.7 y lám. 14). La discontinuidad entre dos masas de aire adyacentes viene marcada por una zona fuertemente, baroclínica de intenso gradiente de temperatura^ y 100 a 200 km de anchura (véase el apartado B del presente capítulo y la fig. 4.6). No es frecuente encontrar en los frentes, especialmente si se trata de un frente cálido, fuertes discontinuidades de temperatura, humedad o viento. Cuando aparecen, son normalmente el resultado de la entrada de un fuerte chorro de aire frío en la parte posterior de una depresión, aunque en la troposfera media y alta pueden ser debidos a subsidencia y su situación no coincide con la de la zona baroclínica. En las imágenes tomadas por satélites, los frentes fríos activos en una zona baroclínica fuerte presentan comúnmente acusadas bandas de nubes en espiral formadas como resultado de la advección térmica (véase figura 4.8 B, C y láms. 15 y 19). Los frentes cálidos, sin embargo, están

típicamente cubiertos por capas de cirros. Tal como indica la figura 3.20, la zona baroclínica está íntimamente asociada a una comente en chorro de la troposfera superior, que sopla aproximadamente paralela a la línea del frente en altura (véase lám. 16). Esta relación se examinará más detenidamente en el apartado F de este mismo capítulo. El aire que se encuentra detrás del frente frío, lejos del centro de la baja, generalmente tiene una trayectoria anticiclónica y por lo tanto se mueve a una velocidad mayor que la geostrófica (véase cap. 3, A.4), que hace que el frente frío adquiera también una velocidad supergeostrófica. La cuña de aire caliente es presionada en su superficie y es elevada del suelo. Este estadio de oclusión elimina la forma de onda de la superficie (fig. 4.7 y láms. 15 y 19). La oclusión sale gradualmente hacia fuera del centro de la depresión a lo largo del frente cálido. Algunas veces, la cuña de aire frío avanza tan rápidamente que, en la capa de fricción cercana a la superficie, el aire frío sobrepasa al aire caliente y genera una línea de turbonada (véase más adelante, cap. 4, H, pág. 235). La depresión generalmente alcanza su intensidad máxima 12-14 horas después de empezar la oclusión. Este estadio se ¡lustra en la lámina 19 B. En modo alguno siguen todas las bajas frontales el ciclo de vida idealizado del que hemos tratado más arriba (cf. la toma para la lámina 17). Generalmente es característica de la ciclogénesis oceánica, pero muchas bajas que se encuentran sobre Norteamérica y se forman al este de las Montañas Rocosas en la vaguada barométrica de sotavento desarrollan frentes ocluidos casi inmediatamente. En los meses de invierno, la ausencia de fuentes de humedad en esta región reduce mucho la intensidad de la frontogénesis hasta que el sistema se desplaza hacia el este y toma aire caliente y húmedo del sur. D.

CARACTERÍSTICAS DE LOS FRENTES

La actividad meteorológica de un frente depende del movimiento vertical de las masas de aire. Si el aire del sector cálido se eleva con relación a la zona frontal, los frentes acostumbran a ser muy activos y se denominan anafrentes, mientras qué el hundimiento del aire cálido con relación a las masas de aire frío da lugar a catafrentes, de menor intensidad (véase fig. 4.9). 1. El frente cálido El frente cálido representa la parte delantera del sector cálido de la onda. En él, la zona frontal tiene una pendiente muy suave, del orden de 1/2 a 1% de manera que los sistemas nubosos asociados a la parte \

Fig. 4.9 A. Modelo de una sección transversal de una depresión con anafrentes donde el aire se eleva relativamente con respecto a cada superficie frontal. Nótese que el anafrente cálido puede presentarse con un cara/rente frío y viceversa. B. Modelo de una depresión con catafrentes en la que el aire se hunde con relación a cada superficie frontal (según Pedgley, 1962; derechos de la Corona reservados).

superior del frente anuncian su llegada con 12 horas de adelanto o más respecto a la llegada del frente superficial (lám. 16). Los anafrentes cálidos, en los que el aire caliente tiende a elevarse, van acompañados de nubes dispuestas en varias capas, que se van espesando y descendiendo hacia la posición del frente en superficie. Se encuentran en primer lugar algunos cirros dispersos seguidos por capas de cirros, cirrostratos y altostratos (véase fig. 4.9 A). El sol se oscurece y la capa de altostratos se espesa al mismo tiempo que empieza a llover o lloviznar. Estas nubes se

extienden frecuentemente por casi toda la troposfera y, cuando dan lugar a precipitación continuada, se conocen con el nombre de nimbostratos. También pueden formarse algunos bancos de estratos en el aire frío a medida que la lluvia que lo atraviesa se evapora y lo satura. El aire cálido descendente de los catafrentes cálidos restringe el desarrollo de las nubes de niveles medios y altos. Las nubes frontales son principalmente estratocúmulos, de espesor limitado, como consecuencia de las inversiones de subsidencia que se producen en ambas masas de aire (véase fig. 4.9 B). La precipitación es normalmente en forma de lluvia débil o llovizna, formada por coalescencia, debido a que el nivel de congelación tiende a estar situado por encima del nivel de inversión, especialmente en -verano. Al paso del frente cálido, el viento vira hacia la derecha, aumenta la temperatura y se advierte un descenso de presión. En el aire cálido la lluvia se hace intermitente o cesa por completo y es posible que se disipe la fina capa de estratocúmulos. Resulta complicado predecir la extensión de los cinturones de lluvia que van asociados a un frente cálido, debido al hecho de que la mayoría de los frentes no son anabáticos o catabáticos en toda su extensión y ni siquiera en todos los niveles de la troposfera. Por esta razón, se utiliza cada vez más el radar para determinar de una manera directa la extensión de los cinturones de lluvia e incluso para detectar diferencias en la intensidad de la precipitación. Estos estudios han demostrado que la mayor parte de la producción y distribución de la precipitación está controlada por un flujo de aire extenso de unos pocos centenares de kilómetros de amplitud y varios kilómetros de profundidad, que fluye paralelamente y en cabeza del frente frío superficial (fig. 4.10). Justamente por delante del frente frío el flujo se da en forma de un chorro de bajo nivel con vientos de hasta 25-30 m/s a aproximadamente 1 km de la superficie. El aire, que es cálido y húmedo, se eleva sobre el frente cálido y gira hacia el sudeste en cabeza de él al fundirse con el flujo de la troposfera media (B en la fig. 4.10). Este flujo se ha denominado el cinturón conductor (a grandes escalas transferencia de calor y momento en las latitudes medias). La inestabilidad (potencial) convectiva a gran escala se genera por el desbordamiento de este flujo de bajo nivel por parte del aire potencialmente más frío y seco en la troposfera media. La inestabilidad se libera principalmente en las células de convección a pequeña escala que están organizadas en grupos, denominados áreas de precipitación mesoscálicas (APM). Estas APM se alinean además en bandas de 50-100 km de amplitud (fig. 4.11). En cabeza de este frente cálido, las bandas son muy paralelas al flujo de aire en la sección ascendente del

FIG. 4.10 Modelo del flujo a gran escala y de la estructura mesoscálica de las precipitaciones de una depresión parcialmente ocluida típica de las islas Británicas. Muestra el «cinturón conductor» (A) elevándose desde 900 mb en cabeza del frente frío sobre el frente cálido. Éste es cubierto por un flujo de la troposfera media (B) de aire potencialmente más frío desde detrás de! frente frío. La mayor parte de la precipitación se da en la región señalada, que es muy definida, dentro de la cual presenta una estructura celular y en bandas (según Harrold, 1973).

cinturón conductor, mientras que en el sector cálido están paralelas al frente frío y al chorro de bajo nivel. En algunos casos, las células y agrupaciones se disponen además en bandas dentro del sector cálido y en cabeza del frente cálido (fig. 4.11). Algunas de las células y agregados son causados indudablemente por efectos orográficos y estas influencias.

FIG. 4.12 Esquemas de ¡os cortes verticales de una oclusión fría y una oclusión cálida (según Pedgley, 1962; derechos de la Corona reservados).

cumulonimbo (lám. 18). Sobre las islas Británicas, el aire del sector cálido es raras veces inestable, por lo que los nimbostratos se producen con mayor frecuencia en el frente frío (fig. 4.9 A). Los frentes fríos catabáticos van generalmente acompañados de estratocúmulos (fig. 4.9 B) y la precipitación es débil. Con los frentes fríos anabáticos, la precipitación tiene lugar generalmente en forma de intensos y breves chubascos, acompañados a veces de truenos. A causa de la abrupta pendiente del frente frío (aproximadamente de 2°), el mal tiempo dura menos que con el frente cálido. Al paso del frente frío, el viento varía bruscamente de dirección, empieza a ascender la presión y desciende la temperatura. El. cielo puede despejarse de repente y en algunos casos incluso antes del paso del frente frío superficial, aunque en el caso de los frentes fríos cataba-ticos los cambios son en conjunto más graduales. Fig. 4.11 Frentes y bandas asociadas de lluvias típicos de una depresión madura (según Hobbs, 1979) (véase lám. 19A).

pueden extenderse en la dirección del viento cuando la atmósfera es inestable. 2.

El frente frío

Las condiciones meteorológicas que se observan en los frentes fríos son igualmente variables, pues dependen de la estabilidad del aire del sector cálido y del movimiento vertical relativo a la zona frontal. El frente frío «clásico» es del tipo anabático y las nubes que lo acompañan son de tipo

3.

Fase de oclusión

Las oclusiones se clasifican en «frías» y «cálidas», según los estados relativos de las masas de aire frío que se encuentran en la parte anterior y posterior del sector cálido (fig. 4.12). Si el aire de la parte anterior es más frío que el que le sigue, la oclusión es cálida, pero si se produce lo contrario (que es el caso más frecuente en las Islas Británicas), se denomina oclusión fría. El aire que antecede a la depresión tiene tendencia a ser más frío en invierno, cuando las depresiones ocluyen sobre Europa y sopla sobre el continente el aire helado cP. En las alturas, las líneas de la cuña de aire caliente están asociadas a una capa de nubes (similar a la que se encuentra en los frentes cálidos) y a menudo también a precipitaciones. Por este motivo, su posición se

FIG. 4.13 Familia de borrascas sobre el Atlántico Norte el 22 de junio de 1954 (según Taylor y Yates, 1958; derechos de la Corona reservados).

indica de manera distinta en algunos mapas del tiempo; los meteorólogos canadienses la denominan «trowal»16. El paso de un frente ocluido y de un trowal introduce un cambio en el tiempo, que vuelve a ser el típico de la masa de aire polar. La frontolisis (desaparición del frente) no va forzosamente ligada a la oclusión, aunque representa la fase final de la existencia de un frente. Su desaparición tiene lugar cuando se anulan las diferencias entre las masas de aire adyacentes.. Puede producirse de cuatro maneras: por su mutua estancación sobre superficies similares; como resultado del movimiento conjunto de ambas masas siguiendo trayectorias paralelas y a la misma velocidad; como resultado de su movimiento una detrás de otra siguiendo la misma trayectoria y a la misma velocidad, o porque se incorpore al sistema aire a la misma temperatura. 4.

Familias de frentes

La observación ha demostrado que los frentes o depresiones no se producen generalmente solos, sino en «familias» de tres o cuatro (fig. 4.13, lám. 20); entonces, las depresiones qué suceden a la depresión original se constituyen en «secundarias» a lo largo de la cola de un frente frío extenso. Cada nuevo miembro sigue una trayectoria situada al sur de la

16

Contracción de las palabras «trough of warm air aloft», cuyo significado es «vaguada de aire caliente en altura» (N. del T.).

de su progenitor, ya que el aire polar empuja cada vez más hacia el Sur la parte posterior de cada una de las depresiones que constituyen la serie. Finalmente, el frente se extiende enormemente hacia el Sur y el aire polar forma una cuña de altas presiones, con la que finaliza la serie. En un frente cálido puede producirse también otro tipo de desarrollo, especialmente en el momento de la oclusión, cuando se forma una onda que precede a la depresión original. Este tipo de depresión secundaria es más frecuente cuando se encuentra aire muy frío (cA, mA o cP) que precede al frente cálido; su formación se ve favorecida cuando el movimiento de la depresión hacia el Este es entorpecido por la presencia de montañas. Esta situación se da normalmente cuando se sitúa una depresión primaria en el estrecho de Davis y se forma una onda al sur del cabo Farewell (en la punta inferior de Groenlandia) que se traslada hacia el Este. Se producen también fenómenos análogos en la zona de los estrechos de Skagerrak y Kattegat, donde los montes Escandinavos impiden el avance de la oclusión. E.

ZONAS DE FORMACIÓN DE ONDAS Y FRONTOGÉNESIS

Los frentes las depresiones a ellos asociadas no se forman en cualquier parte, sino que su desarrollo está restringido a zonas perfectamente delimitadas. Desde hace bastantes años, se ha estudiado intensamente la formación de frentes en las latitudes templadas y se ha llegado a un conocimiento bastante exacto del tiempo a que dan lugar. El conocimiento de la naturaleza de los frentes tropicales no es tan profundo, pues las condiciones que acompañan a su formación y desarrollo son distintas de las que se asocian normalmente a los frentes de latitudes más altas. Sin embargo, el aumento del tráfico aéreo y la necesidad de contar con predicciones precisas para las rutas tropicales hacen que se esté rellenando rápidamente este vacío. Por lo que se conoce hasta ahora, parece ser que los frentes Árticos y Polar, se originan, principalmente por grandes diferencias entre las características de las masas de aire, mientras que las discontinuidades existentes en y entre las masas similares de origen tropical son debidas principalmente a la naturaleza del movimiento del aire en gran escala y especialmente a la confluencia dentro de una corriente de aire o entre dos corrientes de aire de distinta humedad. Las principales zonas de desarrollo de frentes son, naturalmente, aquellas que son más frecuentemente baroclínicas, como resultado de la confluencia de corrientes de aire. Éste es el caso, por ejemplo, de la parte oriental de, Asia y América del Norte especialmente en invierno, cuando existe un fuerte gradiente de temperatura entre la tierra cubierta de nieve

y las corrientes cálidas que pasan cerca de la costa. Estas zonas se conocen respectivamente, como, el Frente Polar del Pacífico y el Frente Polar del Atlántico (fig. 4.14). Sus posiciones pueden variar bastante, pero presentan una marcada tendencia a derivar hacia el ecuador en invierno, época en que la Zona Atlántica puede extenderse hasta el golfo de México. Se produce en esta zona una convergencia de masas de aire de distinta estabilidad entre las células subtropicales de altas presiones adyacentes (esta zona se denomina a veces «templada», lo que puede inducir a error). Las depresiones que allí se forman se mueven generalmente hacia el Nordeste y en algunas ocasiones siguen o se juntan con otras procedentes de la parte septentrional del mismo Frente Polar o del Frente Ártico del Canadá. La frecuencia de los frentes es considerablemente elevada en todo el Atlántico Norte, pero disminuye hacia el Este, en el Pacífico Norte, quizá debido a que allí el gradiente de temperatura de la superficie del mar es menos elevado. La actividad frontal es más común en el centro del Pacífico Norte cuando el anticiclón subtropical está dividido en dos células separadas por corrientes de aire convergente. Otra sección del Frente polar, que se, designa frecuentemente con el nombre de Frente Mediterráneo, se encuentra situada en invierno sobre el Mediterráneo y el Mar Caspio. A intervalos, el aire fresco mP procedentes del Atlántico, o el aire frío cP del Sudeste de Europa convergen sobre la cuenca mediterránea, con .masas de aire más cálido, procedentes generalmente del Norte de África, y se inicia la frontogénesis. En verano esta zona se encuentra bajo la influencia del anticiclón subtropical de las Azores y la zona frontal está ausente. En el Atlántico y Pacífico occidentales el Frente Polar está situado unos 10° más al Norte en verano que en invierno (fig. 4.14), aunque la zona frontal es bastante débil en esta época. Se encuentra, sin embargo, una zona frontal sobre Eurasia y su correspondiente sobre la parte central de América del Norte; son reflejo del gradiente meridiano de temperatura general y probablemente también de la influencia de la orografía en la circulación general a gran escala (véase apartado F). En el hemisferio .sur, el Frente Polar se encuentra situado a. unos 45° S, como promedio, en enero'(verano), con prolongaciones en espiral hacia el polo desde unos 32° S desde el este de Sudamérica y desde los 32° S, 150° O en el Pacífico Sur (fig. 4.15). En julio (invierno) existen dos zonas frontales polares en espiral que se dirigen hacia la Antártida desde unos 20° S; una empieza sobre América del Sur y la otra a 170° O. Acaban a unos 4°-5° de latitud más hacia el polo que en verano. La segunda zona frontal importante es el frente Ártico que está asociado a las zonas cubiertas de nieve y hielo de las latitudes altas (fig.4.14). En verano esta zona se encuentra extendida a lo largo de las costas de

FIG. 4.15 Principales zonas frontales del hemisferio sur en invierno (In) y en verano (Ve).

Siberia y América del Norte. En invierno se forma sobre América, del Norte entre aire cA (o cP) y aire marítimo del Pacífico, modificado al atravesar las cordilleras costeras y las Rocosas. Se encuentra también, en el área del Atlántico Norte y el Mar de Noruega, una zona frontal ártica menos pronunciada, que se extiende a lo largo de la costa de Siberia. En el hemisferio sur se encuentra una débil zona frontal similar. Está localizada a 65°-70° S cerca del margen del casquete polar antártico en el sector del Pacífico (fig. 4.15), a pesar de que a partir de allí se forman pocos ciclones. En la figura 4.16 aparecen las trayectorias de las principales depresiones que actúan sobre el hemisferio norte en enero. De ellas, las más

Fig. 4.16 Trayectorias de las principales depresiones del hemisferio norte en enero. Las líneas continuas indican las trayectorias principales, y las líneas de trazos las trayectorias secundarias, que son menos frecuentes y que no están tan definidas. Las puntas de las flechas indican el punto en que la frecuencia de bajas es un máximo local. Los puntos en que una trayectoria secundaria se convierte en primaria o aquellos en que se unen dos trayectorias secundarias para formar otra primaría indican zonas de frecuente ciclogénesis (según Klein, 1957).

importantes reflejan las zonas frontales principales ya estudiadas. En verano no se encuentra la trayectoria del Mediterráneo y las bajas depresiones atraviesan Siberia, pero los demás recorridos son semejantes a los de invierno, aunque son generalmente más zonales y se encuentran situados a latitudes más altas (alrededor de los 60° N).

Entre los dos cinturones subtropicales de altas presiones se encuentra una de las principales zonas de convergencia del mundo, denominada la Zona Intertropical de Convergencia (o ITCZ). Antiguamente esta zona se conocía con el nombre de Frente Intertropical (ITF), pero los contrastes entre masas de aire se producen sólo en determinados sectores. Esta zona se desplaza hacia el Norte o hacia el Sur del ecuador, según las estaciones, mientras que la actividad de la célula subtropical de altas presiones se alterna en el hemisferio opuesto. Es evidente que el contraste entre las masas de aire que convergen aumenta con la distancia de la ITCZ al ecuador y el grado de diferencia de sus características va naturalmente asociado a una considerable variación de su actividad a lo largo de la zona de convergencia. Su actividad es más intensa durante los meses de junio y julio sobre la parte meridional de Asia y la occidental de África, cuando es máximo el contraste entre las masas de aire marítimo y continental que intervienen en ella. En estos sectores, la zona merece la denominación de Frente Intertropical, aunque ello no signifique que se comporte como una zona frontal de las latitudes medias. La naturaleza de la ITCZ y su influencia en el tiempo de los trópicos se estudian en el capítulo 6. F.

INTERACCIÓN ENTRE EL AIRE DE SUPERFICIE Y EL AIRE SUPERIOR Y SU RELACIÓN CON LA FORMACIÓN DE DEPRESIONES

Se ha puesto ya de relieve que una depresión va asociada a la convergencia de una masa de aire, aunque la presión en el centro de la baja puede descender de 10 a 12.mb en un período de 1.2 a 24 horas a medida que se intensifica el sistema. La explicación de esta aparente, discrepancia radica. En el hecho de que la divergencia en aire superior hace que el aire que se eleva desaparezca más rápidamente de lo que puede ser reemplazado por la convergencia del aire en niveles inferiores. La superposición de una región de divergencia superior sobre, una zona frontal es la causa principal de la ciclogénesis (es decir, de la formación de una depresión). La lámina 14 ilustra esta relación entre una onda frontal y una vaguada de las capas superiores que está avanzando. A este respecto, revisten especial importancia las ondas largas (o de Rossby), de la troposfera media y alta, ya mencionadas en el capítulo 3, D.2, y es interesante considerar en primer lugar la razón por la cual los vientos hemisféricos del Oeste presentan este movimiento ondulatorio en gran escala. La clave del problema se encuentra en el hecho de la rotación de la tierra y en la variación del parámetro de Coriolis con la latitud (cap. 3, A.2). Hemos demostrado que para el movimiento en gran

Fig. 4.17 Ilustración esquemática de! mecanismo de formación de ondas largas en los vientos del Oeste de la troposfera.

escala, tiende a conservarse la vorticidad absoluta o vertical (f + ζ), es decir,

El símbolo d/dt indica el cambio en la dirección del movimiento (diferencial total). En consecuencia, si el aire se mueve hacia el polo de manera que aumenta f, la vorticidad ciclónica tiende a disminuir. Entonces la curvatura se hace anticiclónica y la corriente vuelve hacia las latitudes más bajas. Si el aire se mueve hacia el ecuador, f tiende a disminuir (fig. 4.17), lo que implica que ζ, debe aumentar y la curvatura ciclónica resultante desvía de nuevo la corriente hacia el polo. De este modo, el flujo a gran escala tiende a oscilar en forma de onda. Rossby relacionó el movimiento de estas ondas con su longitud de onda (L) y con la velocidad de la corriente zonal (u). La velocidad de la onda (o velocidad de fase, c) es:

donde β = δf / δy, es decir, la variación del parámetro de Coriolis con la latitud (derivada parcial o local). Para las ondas estacionarías (c = 0) L =

45° de

latitud, la longitud de onda de estas ondas estacionarias es de 3120 km para una velocidad de zona de 4 m/s y aumenta hasta 5400 km a 12 m/s. Las longitudes de onda a 60° de latitud correspondientes a corrientes zonales de 4 y 12 m/s son, respectivamente, de 3170 y 6430 km. Las ondas largas tienden a permanecer estacionarias o incluso a moverse hacia el Oeste contra la corriente, por lo que . Las ondas más cortas viajan hacia el Este con una velocidad semejante a la de la corriente zonal y tienden a ser desviadas por las ondas largas que son casi estacionarias. La longitud del paralelo limita el flujo circumpolar del Oeste a un número de ondas principales de Rossby comprendido entre tres y seis; estas ondas afectan a la formación y movimiento de las depresiones, superficiales. Se ha apuntado que las principales ondas estacionarias están localizadas generalmente entre 70° O y. 150°E aproximadamente como consecuencia de la influencia ejercida sobre la circulación atmosférica por las barreras orográficas tales como las montañas Rocosas y la meseta del Tíbet, así como por los manantiales de calor. En el borde oriental de las vaguadas de los vientos superiores del Oeste del hemisferio norte, el flujo es normalmente divergente, puesto que el viento del gradiente es subgeostrófico en la vaguada, pero supergeostrófico en la loma (véase capítulo 3, A.4). Por consiguiente, la parte delantera de la vaguada superior es un lugar muy favorable para la formación o intensificación de una depresión superficial (véase lám. 14) y es fácil observar que las principales vaguadas de niveles altos se encuentran en invierno significativamente colocadas justo al oeste de las Zonas Frontales Polares del Atlántico y del Pacífico. Teniendo en cuenta estos conceptos, podemos considerar ahora la naturaleza tridimensional del desarrollo de una depresión y las importantes relaciones existentes entre el flujo troposférico de los niveles altos y el de los bajos. La teoría básica hace referencia a la ecuación de la vorticidad, según la cual, en el caso de movimiento horizontal sin rozamiento la componente vertical de la vorticidad absoluta (dQ/dt o d(f + ζ)/dt) varía proporcionalmente a la convergencia de la masa de aire (-D, es decir, la divergencia negativa):

o De hecho, la conservación de la ecuación de vorticidad, ya estudiada, es un caso especial de esta relación.

En el sector anterior de una depresión de niveles altos, la disminución de la vorticidad ciclónica origina divergencia (o sea, D es positivo), puesto que el cambio de ζ compensa el de f, con lo que se favorecen la convergencia en superficie y la vorticidad ciclónica en los niveles bajos. Una vez establecida la circulación ciclónica superficial, la vorticidad aumenta debido a los efectos de la advección térmica. El transporte hacia el polo del aire caliente del sector cálido y el avance hacia el Este de la vaguada fría en altura hacen más intensa la zona baroclínica aumentando el chorro superior a través del mecanismo del viento térmico (véase pág. 164). Se ha indicado ya la relación entre la corriente en chorro y el frente (véase fig. 3.20); en la figura 4.18 aparece un esquema del crecimiento de la depresión, ilustrativo de dicha relación vista en un plano. En la práctica, esta relación entre ambas puede apartarse bastante de este caso ideal, a pesar de que el chorro comúnmente se localiza en el aire frío, tal como se ilustra en el ejemplo sinóptico de la fig. 4.19. La velocidad máxima (zonas de núcleo) se encuentra a lo largo de la corriente en chorro, como se muestra sinópticamente en la fig. 4.20, y la

Fig. 4.19 Familia de depresiones típica y su relación con la corriente en chorro. Las líneas de trazo fino representan isóbaras a nivel del mar (según Vederman, 1954).

FIG. 4.20 Esquema de la corriente en chorro y de los frentes en superficie, en el que aparecen las zonas de convergencia y divergencia de la troposfera superior.

distribución del movimiento vertical corriente arriba y corriente abajo a lo largo de este núcleo es bastante distinta. En la zona de entrada del chorro (es decir, corriente arriba del núcleo), la divergencia hace que el aire de los niveles bajos se eleve en la parte ecuatorial del chorro (o sea, por la derecha), mientras que en la zona de salida (corriente abajo del núcleo) el ascenso tiene lugar en la parte polar. La segunda depresión de la fig. 4.20 se traslada hacia el este hacia el área de máxima tendencia ciclogenética (divergencia superior). La figura 4.21 permite apreciar que la precipitación guarda frecuentemente una mayor relación con la posición de la corriente en chorro que con la de los frentes superficiales; las áreas de máxima precipitación se encuentran en el sector derecho de entrada del núcleo del chorro. Esta configuración de movimiento vertical es también de una importancia básica en el estadio inicial de profundización de la depresión. Si la distribución en altura resulta desfavorable (por ejemplo, debajo de las zonas izquierda de entrada y derecha de salida donde existe convergencia), la depresión se rellena. Nótese que la convergencia superior en la parte posterior de la segunda depresión de la fig. 4.20 puede ocasionar la irrupción de una corriente de aire hacia el polo por subsidencia También puede considerarse el desarrollo de una depresión en términos de los intercambios de energía. Una borrasca requiere la transformación de energía potencial en energía cinética, lo que se consigue por el movimiento ascendente y en dirección, al polo de aire cálido. El aire caliente que se eleva es empujado por la cizalladura vertical del viento y por la superposición de divergencia troposférica superior sobre una zona baroclínica. La intensificación de esta zona contribuye también a aumentar los vientos superiores. La divergencia en altura hace que en la superficie se produzcan simultáneamente convergencia y descenso de la presión.

de montañas. La depresión puede cruzar obstáculos, tales como las montañas Rocosas o el casquete de hielo de Groenlandia, en forma de baja o vaguada superior y volverse a desarrollar posteriormente por la influencia de la ladera de sotavento de la cadena o por la entrada de nuevas masas de aire de distintas características. G.

FIG. 4.21 Relaciones entre los frentes superficiales e isóbaras, precipitación en la superficie (de O a 2,5 m, rayado vertical; más de 2,5 m, rayado horizontal) y corrientes en chorro (los vientos de velocidad superior a 45 m/s se producen dentro de las líneas de trazos) sobre los Estados Unidos el 20 de septiembre de 1958 (A) y el 21 de septiembre de 1958 (B). Esta figura ilustra cómo la zona de precipitación en superficie guarda mayor relación con la posición de los chorros que con la de los ¡rentes superficiales. El aire situado sobre la parte central del Sur de los Estados Unidos estaba próximo a la saturación, mientras que el asociado a las corrientes en chorro del Norte y al frente marítimo tiene una humedad mucho menor (según Richter y Dahl, 1958).

Las teorías modernas atribuyen a los frentes un papel bastante secundario: se desarrollan en el seno de las borrascas en forma de estrechas zonas de ascenso intensificado, probablemente debido al efecto de la formación de nubes. Él movimiento de las depresiones viene determinado esencialmente por los vientos superiores del Oeste, y, como regla empírica, el centro de una depresión viaja con una velocidad que es aproximadamente igual al 70 % de la velocidad del viento geostrófico en superficie en el sector cálido. Los datos registrados en los Estados Unidos indican que la velocidad media de las depresiones es de 32 km/h en verano y 48 km en invierno. Esta mayor velocidad en invierno es consecuencia de una mayor intensidad del flujo del Oeste, causada por un gradiente meridiano de temperatura más elevado. Las depresiones de poca extensión vertical son guiadas principalmente por la dirección del viento térmico en el sector cálido y, por consiguiente, su trayectoria es sensiblemente igual a la de la corriente en chorro superior (véase cap. 3, D.3). Sin embargo, las depresiones profundas pueden alterar en gran manera la distribución de temperaturas como resultado del transporte de aire cálido hacia el Norte y de aire frío hacia el Sur. En tales casos, la depresión se mueve generalmente con mayor lentitud. También pueden influir en el movimiento de las depresiones los manantiales de energía, tales como la superficie caliente del mar, que genera vorticidad ciclónica, o las barreras

DEPRESIONES NO FRONTALES

No todas las depresiones son de origen frontal. Las depresiones tropicales que se estudiarán en el capítulo 6 son principalmente de origen no frontal. En las latitudes medias y altas revisten especial importancia los cuatro tipos de depresiones siguientes, que se desarrollan en situaciones claramente distintas: la depresión de sotavento, la baja térmica, la depresión de aire polar y la baja fría. 1. Depresión de sotavento Cuando una corriente de aire procedente del Oeste se ve forzada a ascender sobre una barrera de montañas orientada en dirección Norte-Sur, experimenta contracción vertical sobre la cima y se expansiona en la ladera de sotavento. Este movimiento vertical da origen respectivamente a expansión y contracción laterales. Existe, por tanto, una tendencia hacía la divergencia y a la formación de curvatura anticiclónica en la cima de la cadena y hacia la convergencia y curvatura ciclónica a sotavento. De esta manera pueden originarse depresiones ondulatorias en las laderas a sotavento de las colinas bajas (véase fig. 3.10) al igual que en las principales cadenas montañosas. El desarrollo de un sistema cerrado de bajas presiones depende de las características de la corriente de aire y del tamaño de la barrera. Estas depresiones, que tienden a permanecer «ancladas» a la barrera, por lo menos al principio, son muy frecuentes en invierno en la parte meridional de los Alpes y del Atlas, cuando estas regiones se encuentran sometidas a la influencia de corrientes de aire frío procedentes del Noroeste. También pueden formarse en ellas frentes, pero conviene notar que la baja no se forma como una onda a lo largo de la zona frontal. 2. Baja térmica Estas borrascas son casi exclusivas de la estación estival, siendo resultado del intenso calentamiento que experimentan los continentes durante el día. La figura 3.14C ilustra su estructura vertical. Los ejemplos más característicos de este tipo de depresiones son las células de bajas presiones

que se forman en verano sobre la parte septentrional de la India y sobre Arizona. La península Ibérica es otra de las zonas afectada corrientemente por este tipo de borrascas. Generalmente van acompañadas de un tiempo cálido y seco, pero si existe humedad en cantidad suficiente, la inestabilidad producida por el calentamiento puede dar lugar a chubascos y tormentas. Las bajas térmicas desaparecen normalmente por la noche, cuando cesa el calentamiento, aunque de hecho, las de la India y Arizona persisten. 3. Depresiones de aire polar

Las depresiones de aire polar se desarrollan principalmente en invierno, cuando las corrientes de aire mP o mA, altamente inestable, se dirigen hacia el Sur a lo largo de la parte oriental de un extenso surco meridional de alta presión, comúnmente en la parte posterior de una depresión primaria ocluyente. La borrasca polar se encuentra en una escala sinóptica pequeña (con una extensión de unos pocos cientos de km) con una duración de 1-2 días. Es una perturbación de bajo nivel que puede tener una circulación ciclónica cerrada de unos 800 mb o puede consistir simplemente en una o más vaguadas enclavadas en el flujo polar. Las borrascas polares que afectan al noroeste de Europa generalmente se forman en una zona baroclínica en las altas latitudes sobre el Atlántico Norte. A veces se desarrolla una estructura frontal, pero un hecho clave es la presencia de un flujo ascendente y húmedo del sudoeste en relación con el centro de la borrasca. Esta organización acentúa la inestabilidad general de la corriente fría para dar una cantidad considerable de precipitación generalmente en forma de nieve. La entrada de calor en el aire frío desde el mar continúa durante la noche y el día, de forma que en los distritos costeros expuestos pueden darse chubascos en cualquier momento. 4. Bajas frías

Las bajas frías (o «gotas de aire frío») son normalmente características de la circulación y temperatura de la troposfera media. Presentan generalmente una distribución de isotermas simétrica alrededor del centro de la depresión. En los mapas de superficie aparecen pocos o ningún indicio de la existencia de estos sistemas persistentes, que son muy frecuentes sobre la parte nororiental de América del Norte y de Siberia. Se forman probablemente como resultado de un fuerte movimiento vertical y del enfriamiento adiabático que tiene lugar en las bajas baroclínicas ocluidas a lo largo de las márgenes costeras de la zona ártica. Estas borrascas

revisten especial importancia durante el invierno ártico, época en que originan grandes cantidades de nubes medias y altas, que entorpecen el enfriamiento de la superficie por radiación. (Por lo demás, generalmente el mal tiempo que ocasionan en el Ártico durante dicha estación no reviste mayor importancia). Conviene poner de relieve que las bajas frías de la troposfera pueden estar relacionadas con células de altas o bajas presiones próximas a la superficie. En las latitudes medias pueden formarse también bajas frías durante los períodos en que el índice de circulación es bajo (véase fig. 3.35) debido al desprendimiento de aire polar de la masa principal situada al Norte (estas bajas se designan a veces con el nombre de «bajas desprendidas»). Este fenómeno produce un tiempo típico de la masa de aire polar, aunque pueden presentarse también frentes bastante débiles. Estas borrascas se mueven generalmente a poca velocidad y dan lugar al mal tiempo persistente, acompañado de truenos en verano. Las fuertes precipitaciones que se producen sobre Colorado en primavera y otoño están generalmente asociadas a bajas frías. H.

FENÓMENOS MESOSCÁLICOS

Los sistemas mesoscálicos son intermedios en cuanto a tamaño y duración entre las perturbaciones sinópticas y las células de cumulonimbos individuales. Incluyen sistemas de vientos con relaciones topográficas en la capa límite (cap. 3, B) y sistemas convectivos organizados, tales como la línea turbonada. Esta última está formada por una estrecha línea de células tormentosas, que pueden alcanzar una extensión de varios centenares de km. Se caracterizan por un marcado cambio de la dirección del viento, que es racheado, y por condiciones muy borrascosas. La línea de turbonada se produce generalmente en la parte anterior de un frente frío catabático y se mantiene como perturbación autopropagada o por la acción de las ráfagas tormentosas descendentes. Puede constituir un frente pseudofrío, situado entre el aire enfriado por la lluvia y una zona exenta de lluvia que se encuentra dentro de la misma masa de aire. En los ciclones frontales, el aire frío en la cola de la depresión puede invadir el aire del sector cálido. La intrusión de este pico de aire frío provoca una gran inestabilidad y la cuña fría descendente tiende a actuar como una pala que obliga a subir al aire cálido que se mueve más despacio (lám. 21). La figura 4.22 muestra el movimiento de grupos de células convectivas, de un diámetro de 1 km cada una aproximadamente, cuando cruzaron el sur de Gran Bretaña con un frente frío. Cada célula puede tener

FIG. 4.23 Estructura de una célula tormentosa con formación de granizo y un tornado (según Hindley, 1977).

FIG. 4.22 Posiciones sucesivas de los grupos individuales de las células convectivas de la troposfera media, que se trasladan a través del sur de Gran Bretaña a unos 50 km/h con un frente frío. La localización e intensidad de las células fueron determinadas por radar (véase lám. 10) (según Browning, 1980, ref. en cap. 2).

una vida corta, pero las agrupaciones pueden persistir durante horas, fortaleciéndose o debilitándose según los factores orográficos u otros. La figura 4.23 muestra que el movimiento relativo del aire caliente se dirige hacia la línea de turbonada. Estas condiciones generan fuertes tormentas frontales, como la que se batió sobre Wokingham, Inglaterra, en septiembre de 1959. Ésta se desplazó desde el sudoeste a unos 20 m/s, dirigida por un fuerte flujo del sudoeste y de las alturas. El aire frío bajó de los niveles superiores en forma de una violenta turbonada y la ráfaga de cabeza de ésta produjo una fuerte tormenta de granizo. El granizo crece por acumulación en la parte superior de la ráfaga, es conducido en cabeza de la tormenta por fuertes vientos superiores, y empieza a caer. Esto causa una fusión superficial, pero la piedra es vuelta a captar por la línea de turbonada que avanza, y vuelve a ascender. La superficie fun-

dida se hiela, mientras la piedra es transportada por encima del nivel de congelación, y crece más por adición de gotitas superenfriadas (véase también cap. 2, págs. 108 y 113). Los sistemas de tormentas mesoscálicas también se pueden desarrollar a partir de cumulonimbos inicialmente aislados. La secuencia, que se ilustra en la fig. 4.24, es como sigue. El enfriamiento por evaporación del aire por debajo de la nube debido a la caída de lluvia causa ráfagas descendentes frías (véase fig. 2.20), y cuando éstas son suficientemente extensas crean altas presiones locales de unos pocos milibares de intensidad. Cuando se organizan las células individuales, en una agrupación a lo largo del borde frontal del anticiclón, tienden a formarse nuevas células en el flanco derecho a través de la interacción de ráfagas descendentes frías que obligan a ascender al aire cálido desplazado. A través de este proceso y de la descomposición de las células más antiguas del flanco izquierdo, el sistema tormentoso tiende a moverse unos 10°-20° hacia la derecha de la dirección del viento en la troposfera media. A medida que se intensifica el anticiclón tormentoso, se desarrolla en su parte posterior una borrasca, que va generalmente asociada a un despeje del tiempo. En estos momentos la línea de turbonada produce violentos vientos, intensas ráfagas de lluvia y granizo, acompañados de truenos. Durante la

Fig. 4.25 Precipitación horaria (en mm) sobre el sudeste de Inglaterra durante los períodos comprendidos entre las 10 y 15 y las 16 y 17 horas, el 14 de septiembre de 1968 (según Jackson, 1977).

formación de nuevas células pueden originarse tornados, tal como. se explicará más adelante. En general, la línea de turbonada se descompone cuando un conjunto de condiciones a escala sinóptica impide su auto-propagación. La producción de aire frío cesa cuando cesa la nueva convección, con lo que los anticiclones y borrascas mesoscálicas se debilitan gradualmente y la precipitación se hace ligera y esporádica, (cesando finalmente). El 14 de septiembre de 1968 un cinturón de intensas tormentas se

FIG. 4.26 Situación sinóptica favorable a la formación de fuertes tormentas y tornados sobre los Grandes Llanos.

desplazó hacia el norte hasta el sudeste de Inglaterra. Hubo una fuerte convergencia de aire del sur y del noroeste a lo largo de esta vaguada en asociación con corrientes en chorro de las alturas, lo que permitió una intensa convección superficial de aire caliente y húmedo. Las intensas tormentas de lluvia durante el período de las 10 a las 17 horas (fig. 4.25) fueron la primera fase de un período de inestabilidad de 2 días de duración, que dio 200 mm de precipitación lluviosa en Tilbury, justo al este de Londres, que fue la lluvia más sobresaliente del siglo en el sudeste inglés. Los tornados que pueden desarrollarse a partir de este tipo de tormentas de líneas de turbonada son corrientes en los Grandes Llanos de Estados Unidos, especialmente en primavera y comienzos de verano (lám. 22). Durante este período frío, el aire seco procedente de las altas mesetas es susceptible de superponerse al aire tropical marítimo17. Al hundirse el aire por debajo del chorro del Oeste de la troposfera superior (fig. 4.26) recubre el aire húmedo de los niveles bajos, formando una inversión a aproximadamente 1500-2000 metros. El aire húmedo se extiende hacia el Norte por la acción de un chorro del Sur en los niveles bajos (cf. página 216) y, por la continua advección, el aire situado debajo de la inversión se hace gradualmente más cálido y húmedo. Finalmente, la convergencia y ascenso generales en la depresión desencadenan la inestabilidad potencial del aire, originando grandes cúmulos que penetran en la inversión.

17

Resulta significativo que algunas tormentas se produzcan también viento abajo de otras mesetas áridas en México, la Península Ibérica y África Occidental (véase capítulo 6, C.4).

La convección se desencadena a veces cuando el frente frío se aproxima al borde occidental de la cuña de humedad, aunque los tornados pueden producirse también en asociación con algunos ciclones tropicales y en otros sistemas sinópticos (incluso en zonas de altas presiones) si existe contraste suficiente de temperatura, humedad y campos de viento entre los distintos niveles. El mecanismo exacto del tornado no es aún completamente conocido, a causa de los problemas que supone su observación. Los tornados generalmente se desarrollan en la periferia de fuertes sistemas tormentosos rotantes en los que la convergencia horizontal aumenta la vorticidad y el aire ascendente es reemplazado por aire húmedo de niveles progresivamente más bajos mientras el vórtex desciende y se intensifica (fig. 4.23). Las tormentas generatrices de este tipo se pueden identificar al ser vistas en una visión plana mediante un dispositivo de radar, por una configuración de «eco en anzuelo» que representa bandas de nubes en espiral alrededor de un pequeño ojo central. Las presiones en la borrasca tormentosa mesoscálica son de sólo 2-5 mb menores que el medio circundante. Se ha comprobado que del embudo del tornado se origina en la base de la nube y se extiende hacia la superficie y se ha sugerido que la rotación se inicia por convergencia debajo de la base de los cumulonimbos y por la interacción entre las frías ráfagas de precipitación descendentes y las corrientes ascendente vecinas. Otras observaciones sugieren que el embudo se forma simultáneamente a través de una capa de nubes de considerable espesor, generalmente torres de cumulonimbos. Al parecer, la parte superior de la espiral del tornado situada en esta nube puede unirse a la ráfaga ascendente principal de los cumulonimbos contiguos, con lo que se elimina rápidamente el aire de la espiral y la presión en las proximidades de la superficie desciende violentamente. Se estima que el descenso de presión puede llegar a ser, en algunos casos, superior a 100 o 150 mb; es esto lo que hace que el remolino sea visible, ya que el aire que penetra en el vórtice alcanza la saturación. Generalmente, el diámetro del vórtice es tan sólo de unos centenares de metros (lám. 22) y en una faja todavía más restringida alrededor del núcleo los Vientos pueden alcanzar velocidades comprendidas entre 50 y 100 m/s. Los tornados más veloces a menudo se escinden en múltiples vórtices que giran en sentido contrario a las agujas del reloj con respecto al eje del tornado principal, siguiendo cada uno de ellos un camino cicloidal, dando el sistema del tornado en su totalidad una compleja configuración de destrucción. Las destrucciones que originan los tornados no son sólo debidas a los fuertes vientos, ya que los edificios próximos a la trayectoria del vórtice explotan debido a la disminución de presión en el exterior. Los tornados se producen generalmente en grupos y se mueven siguiendo trayectorias

bastante rectilíneas (típicamente de unos 10 km) a velocidades determinadas por el chorro de los niveles inferiores. La mayoría de la destrucción causada por los tornados en Estados Unidos, y el 85 % de las muertes, son el resultado de unos pocos tornados maduros y duraderos, que totalizan sólo el 1,5 % del total informado. Por ejemplo, el tornado más duro registrado viajó 200 km en 3 horas a través de Missouri, Illinois e Indiana el 18 de marzo de 1925, matando a 689 personas. Estos tornados realmente intensos presentan problemas en cuanto a su suministro de energía, y recientemente se ha sugerido que la liberación de energía calórica por medio de rayos y otras descargas eléctricas puede constituir una fuente adicional necesaria de energía. I.

PREDICCIÓN DEL TIEMPO

La predicción del tiempo según las técnicas modernas no pudo realizarse hasta que no se consiguió reunir y elaborar los datos necesarios con la máxima rapidez. El principal avance en este sentido se llevó a cabo a mediados del siglo pasado con la invención de la telegrafía sin hilos, que permitió realizar por primera vez un análisis inmediato de los datos meteorológicos mediante el trazado de mapas sinópticos. Estos mapas se presentaron por primera vez en Gran Bretaña en el curso de la Gran Exposición de 1851. Fitzroy y Abercromby relacionaron, en el espacio y en el tiempo, diversas series de cambios meteorológicos con las configuraciones isobáricas; sin embargo, tuvo que transcurrir aún algún tiempo para que se ideasen los modelos teóricos de la evolución de las situaciones meteorológicas que tan útiles son .hoy en día y que culminaron en el modelo de depresión de Bjerknes, anteriormente descrito. Las predicciones del tiempo en general son a corto plazo (1-2 días) a plazo medio (o extenso, 5-7 días) y a largo plazo (mensuales o estacionales). Para nuestros propósitos las dos primeras pueden considerarse juntas. 1.

Predicción a corto plazo

Los procedimientos desarrollados hasta los años cincuenta estuvieron basados en principios sinópticos, pero desde los años sesenta estas prácticas han sido revolucionadas por los métodos de predicción numérica. a. Métodos sinópticos. Las predicciones sinópticas utilizan mapas meteorológicos (véase cap. 3) de las condiciones del aire de superficie y de las capas superiores y las cartas de adiabáticas, tales como el tefigrama, de la estructura de las masas de aire. Además de los datos meteorológicos

proporcionados por las estaciones, los mapas meteorológicos muestran los gradientes de presión y las zonas frontales. Anteriormente, las predicciones a corto plazo se basaban en reglas empíricas para el movimiento de sistemas meteorológicos de superficie y se usaban simples conceptos sobre los frentes para predecir el desarrollo de las depresiones, pero estos métodos fueron subsecuentemente mejorados por el estudio de las relaciones entre la circulación superior del aire y los sistemas de superficie. Se ha puesto particular atención en la estructura de onda larga en relación con el desarrollo de las borrascas y anticiclones de superficie y con las relaciones de divergencia-vorticidad, basadas en los trabajos de C.-G. Rossby y R. C. Sutcliffe, respectivamente. El paso inicial consiste en predecir la configuración futura de las isohipsas del aire superior, de las isóbaras superficiales y del espesor de 1000-500 mb, y en deducir de ello las condiciones meteorológicas que pueden resultar de la situación prevista. Tanto en una etapa como en otra pueden producirse errores. En primer lugar, la situación de las estaciones observadoras influye considerablemente en la exactitud del análisis inicial y, puesto que se dispone de pocos datos de las zonas oceánicas y de escasas observaciones de aire superior, pueden detectarse tan sólo los sistemas meteorológicos a gran escala. Actualmente esto se está remediando mediante la utilización de satélites, que recogen fotografías de los sistemas nubosos y el uso de fotografías infrarrojas para revelar la cobertura nubosa durante la noche (véase lám. 30) y técnicas de satélites para perfilar la temperatura y la humedad atmosféricas. En segundo lugar, una determinada borrasca puede diferir considerablemente de los modelos típicos que relacionan los sistemas meteorológicos con el tiempo (tales como el modelo de depresión de Bjerknes). En tercer lugar, la naturaleza del movimiento turbulento de la atmósfera, que es siempre a pequeña escala, hace que algunos fenómenos, como, por ejemplo, la situación exacta de las células tormentosas en una masa de aire inestable, sean básicamente imprevisibles. Las técnicas existentes en la actualidad no permiten mayor precisión que las clásicas frases «alternancia de chubascos y períodos de cielo despejado» o bien «lluvias dispersas», aunque pueden obtenerse predicciones a corto plazo de las zonas de lluvia y tormenta mediante el radar. Los procedimientos empleados para realizar la predicción son cada vez menos subjetivos, aunque en situaciones complejas la pericia del meteorólogo experimentado hace que esta técnica sea casi tanto un arte como una ciencia, Las predicciones detalladas de carácter local o regional pueden realizarse tan sólo dentro del marco de la situación general del país y aún es preciso que el meteorólogo conozca los posibles efectos topográficos o de otra clase que pueden intervenir en ellas.

b. Predicción numérica. Existe un método, mucho más elaborado, que intenta predecir los procesos físicos que tienen lugar en la atmósfera mediante la determinación de la conservación de masa, energía y momento. El principio en que se basa es que el ascenso o descenso de una superficie isobárica está relacionado con la convergencia o divergencia respectiva de la columna de aire situada por encima de ella. Este método de predicción fue propuesto por L. F. Richardson, quien, en 1922, realizó un laborioso cálculo de prueba cuyos resultados no fueron en modo alguno satisfactorios. La principal razón de su escaso éxito estriba en el hecho de que la-convergencia o divergencia netas en una masa de aire son sólo un pequeño término residual en comparación con los valores de la convergencia y divergencia a distintos niveles de la atmósfera (véase figura 3.6). Los pequeños errores debidos a la limitación de las observaciones pueden así tener una considerable influencia en la corrección del análisis. Los métodos numéricos desarrollados en los años cincuenta utilizan un acceso menos directo. Los primeros estudios suponen que la atmósfera es barotrópica y que los vientos son geostróficos, con lo que no se produce convergencia ni divergencia. Puede predecirse así el movimiento de los sistemas, pero no los cambios de intensidad. A pesar de la gran simplificación que supone el modelo barotrópico, se utiliza para predecir las configuraciones de isohipsas de 500 mb. Las técnicas más recientes utilizan modelos baroclínicos de gran complejidad y tienen en cuenta el rozamiento con la superficie y otros efectos; se consideran así los mecanismos básicos que intervienen en la ciclogénesis. Conviene notar que se trabaja con campos de variables continuas, tales como presión, viento y temperatura y que los frentes se consideran como características secundarias derivadas. El enorme incremento del número de cálculos a realizar con este tipo de modelos ha hecho necesaria una nueva generación de ordenadores electrónicos, mayores y más rápidos, para que un mapa de predicción pueda trazarse con adelanto suficiente a los cambios de tiempo. El Servicio Meteorológico Británico utiliza, como entrada para el ordenador, datos de hasta 12 km de altura, registrados por 1200 estaciones situadas tierra adentro, 300 barcos y.600 globo sondas distribuidos por la casi totalidad del hemisferio norte. Se interpolan los valores de presión y temperatura en la superficie y en los niveles de 500 mb y 200 mb para 2000 puntos de intersección, y se realiza entonces el cálculo del cambio esperado para estos parámetros en cada punto de intersección. A partir de estos cálculos, repetidos a intervalos de una hora, se producen predicciones de la distribución de presión (o altura) de los tres niveles, del espesor de la capa comprendida entre 1000 y 500 mb y del movimiento

LAMINA

I.

Fotografía tomada a las 14,46, hora geomagnética, el 3 de abril de 196S por el Satélite de Aplicaciones Tecnológicas (ATS-3), desde una altura de aproximadamente 36 000 km sobra el ecuador, a 84° O. Aparecen una serie de depresiones ¿obre Estados Unidos (A), el Atlántico septentrional (B), el Atlántico meridional (C) y el Sur del Pacífico (D), así como abundante nubosidad en la vertiente orientada de cara al viento (es decir, oriental) de los Andes centrales (E). La depresión situada sobre Estados Unidos tiene su centro sobre Nebraska, y puede verse claramente un frente frío (F) que avanza en dirección Sur, hacia la costa de Texas. Este frente contenía diversa líneas de tormenta cuya parte superior alcanzaba entre 12000 y 14 000 m y ese laísmo día se registraron 3 tornados y 10 remolinos en Iowa, Oklahoma y Nebraska (de Monthly Weather Review, vol. 96, 1968, págs. 397-398).

LAMINA 2

Fotografía infrarroja nocturna (9,00, hora geomagnética) que muestra las temperaturas de la superficie marina lejos de la costa sudoriental de los Estados Unidos, el 15 de febrero d e 1971 (véase fig. 1.21). G agua más fría de la plataforma. H agua de la plataforma de temperatura intermedia. I Corriente del golfo cálida, que muestra claramente los meandros asociados con intrusiones de agua fría (J). (Organización Metodológico Mundial, 1973).

LÁMINA 3A

Características del satélite NOAA 2, que incluyen la capacidad de obtener datos verticales de humedad y temperatura dos veces al día con base global (de «World Weather Program Plan for fiscal year 1974», Dept. of Commerce, Supt. of Documents, Washington DO.

LÁMINA 4 Aire frío y cargado de niebla circulando sobre el margen sur del Gran Cañón, Arizona, a una altitud de 2075 m por la mañana temprano (fotografía de Ernst Haas; cortesía de Time/Life Publications).

LÁMINA 5

LÁMINA 3B Alcance de ¡a cámara de televisión del Nimbus II, que es aproximadamente de 3516 X 740 km. Se realizan enfoques sucesivos a intervalos de 91 seg., con un 20 % de superposición, lo que da 32 fotografías para cada órbita. Las órbitas tienen una inclinación aproximada de 80 grados con respecto al ecuador y cada órbita está desplazada unos 27 grados de longitud con respecto a la anterior (Guía de los Usuarios del Nimbus II).

Cúmulos orográficos desarrollados sobre las laderas de los South Downs en Sussex, Inglaterra. Al oeste (derecha), la parte meridional de Hampshire aparece cubierta de nubes estratiformes. El canal se encuentra en la parte superior izquierda. Esta fotografía infrarroja fue tomada desde una altura de unos 12 000 m (B = Burgess Hill; Br = Brighton; H = Haywards Heath; S = Shoreham; W = Worthing) (P. Reuter Ltd.).

LAMINA 6

Visión del norte a lo largo del frente oriental de las Rocosas de Colorado, mostrando las nubes de onda de sotavento (fotografía NCAR de Robert Bumpas).

LÁMINA 8

Configuración nubosa radiante o de células dendríticas (actiniformes). Estos sistemas convectivos, de gran complejidad, cuyo centro oscila entre 150 y 250 km, fueron descubiertos gracias a una fotografía lomada por un satélite. Se producen generalmente sobre zonas de inversiones de subsidencia intensificadas por las corrientes oceánicas frías (como, por ejemplo, en las zonas de baja latitud del Pacifico oriental) (Environmental Science Services Administration).

LAMINA 7

Vista en dirección sursudoeste desde unos 9000 m a lo largo de Owen's Valley, California, en la que aparece una formación de nubes en forma de rollos en la parte de sotavento de Sierra Nevada, La cresta de la onda de sotavento aparece marcada por la capa de nubes, y la turbulencia vertical hace que el polvo se eleve a gran altura (W = Monte Whitney, 4418 m; I = Independence) (fotografía de Robert F. Symons; cortesía de R. S. Scorer).

LÁMINA

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Fotografía de un registro de radar compuesto de tres radares (círculos oscuros en intersección) mostrando la abigarrada distribución de las lluvias sobre el sur de Gran Bretaña a las 19,45 horas, el 19 de septiembre de 1979. El registro consiste en una matriz de 128 X 128 cuadrados de 5 km, en el que los cuadrados claros representan fuertes lluvias y los grises una intensidad de baja a moderada (de Browning, 1980).

LÁMINA 11

Fotografía tomada por un astronauta del satélite tripulado Geminis XII desde una altura aproximada de 180 km, en dirección Sudeste, de Egipto y el mar Rojo. La banda de cirros está asociada a fuertes vientos en altura, concentrados posiblemente en forma de corriente en chorro (fotografía de la NASA).

LÁMINA 14 Inicio de una depresión, centrada (A) al sudeste de Cabo Halteras, a lo largo de un cinturón de ¡rentes que se extiende de Norte a Este del golfo de México, observada por el Tiros IX, el 14 de febrero de 1965. El contorno de 500 mb aparece indicado mediante finas líneas de trazos y puede observarse también una depresión aproximándose por el Oeste (líneas de trazos gruesos) (Guía de los Usuarios del APT; Environmental Science Services Administration).

LÁMINA

13

Fotografías infrarrojas del Pacífico Norte, con la corriente en chorro de 200 mb. Arriba: Flujo zonal general asociado con el alto índice zonal, el 12 de marzo de 1971. Se dan tres sistemas principales de nubes (A, B, C) a lo largo del cinturón de flujo zonal, y el gran cinturón este-oeste de nubes (D) al sur del Japón es también característico de un flujo zonal acentuado. Abajo: Régimen del flujo de gran amplitud asociado con un índice zonal menor, el 23 de abril de 1971 (Organización Meteorológica Mundial, 1973).

LÁMINA 15 La misma depresión que se muestra en la lám. 14 dos días después, ahora situada sobre el centro del Atlántico Norte (B) y totalmente ocluida. La espiral de nubes continua (A — B) corresponde a las porciones frías y ocluidas del sistema frontal. En la cola del frente frío se encuentran nubes cumuliformes celulares (C) que son características del aire frío que se desplaza sobre una superficie oceánica más cálida. (Guía de los Usuarios del APT; Environmental Science Services Administration).

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16

Vista de un frente cálido que se aproxima por el Oeste; las líneas de nubes de la corriente en chorro se extienden en dirección Norte-Oeste y de ellas caen cristales de hielo. En los niveles medios aparecen oscuras nubes formadas en la parte de sotavento de pequeñas colinas por la corriente del Sudoeste, mientras que la dirección del viento en superficie es más del Sur, tal como indica el humo de la chimenea. (Derechos de la fotografía de F. M. Ludlam; diagrama de R. S. Scorer; ambos publicados en Weather XVIII (8), 1963, 266-267.)

LÁMINA 17 Fotografía de una depresión del sudoeste de las islas Británicas tomada por el satélite ESSA 2 a las 10,18, hora geomagnética, el 12 de noviembre de 1966, mostrando una estructura bien definida de nube espiral. La depresión comenzó como el huracán «Lois» en el Caribe oriental y se trasladó hacia el nordeste hasta que sus vientos cayeron por debajo de la intensidad de viento fuerte el 10 de noviembre. Después empezó a intensificarse de nuevo y la presión en el centro había caído a 962 mb, cuando se tomó esta fotografía. Las zonas frontales están bien desarrolladas, a pesar de que cizalladura del viento de 1000-500 mb era inusualmente débil para un sistema tan bien definido (cortesía de Weather XXIV (6), 1969, 222; derechos de la Corona reservados).

LÁMINA 18 Frente frío situado al noroeste de tas islas Británicas, fotografiado por el satélite F.SSA 6 a las 11,50, hora geomagnética, el 2S de marzo de 196S. Pueden verse las nubes de convección, en una configuración celular abierta, formadas en el aire inestable de detrás del frente; el resplandor que se aprecia en el mar del Norte es indicativo de un mar muy plano y, en consecuencia, de vientos superficiales muy débiles. La península escandinava aparece en la parte superior, a ¡a derecha, y a la izquierda se encuentra Islandia, cubierta de nieve, y justo al noroeste de ésta el extremo meridional del mar de hielo (fotografía cedida por cortesía del Dr. D. A. Sheppard, Departamento de Meteorología, Imperial College, Londres). LÁMINA 19 Desaparición de una depresión (Guía de los Usuarios del Nimbus II; fotografía de la NASA). A. Depresión bien desarrollada, cuya superficie empieza a ocluirse y que presenta una circulación ciclónica al nivel de 500 mb. Las nubes bajas son principalmente cumuliformes. B. Depresión completamente ocluida. La extensa circulación cerrada de la 'superficie ha alcanzado su intensidad máxima, al igual que la situada a 500 mb, centrada ahora directamente sobre el vértice de la superficie. La intensa nubosidad del cuadrante nororiental es característica de este tipo de oclusiones, como lo es también la disposición en espiral de las nubes de niveles medios y bajos situadas al Oeste y en las proximidades del centro de circulación. C. Depresión en trance de desaparecer, en la que se están debilitando las circula-

LÁMINA 21 Tormenta aproximándose a Ostersund (Suecia), durante las últimas horas de la tarde del día 23 de junio de 1955. La región de intensa precipitación va precedida de anillos de nubes formados sobre el frente de turbonada (derechos de F. H. Ludían!; publicada originariamente en «Weather», vol. XV (2), 1960, pág. 63).

LAMINA 20

Mosaico infrarrojo tomado desde un satélite del Asia oriental y el Pacífico Norte occidental, mostrando dos sistemas de depresiones de las latitudes inedias y los tifones Wendy (28°N, 126°E) y Virginia (22°N, 147'E), el 29 de julio de 1978, aproximadamente a las 9,00, hora local (Tokio). Los tifones tuvieron vientos máximos de unos 36 m/s (70 kt) y una presión mínima al nivel del mar de unos 965 mb (Wendy) y 975 mb (Virginia). Una cordillera de altas presiones subtropical a unos 35°N separa las tormentas tropical y de las latitudes medias minimizando cualquier interacción (imágenes del Defense Meteorological Satellite Program, World Dará Center-A for Glaciology, Boulder). LÁMINA 22 Fotografía, tomada desde una distancia de 5 km, de un tornado situado al nordeste de Tracy (Minnesota), el 13 de junio de 1968 (por cortesía de Eric Lantz and Associated Press). Una lengua da aire cálido convectivamente inestable se extendió hacia el Norte desde Texas y hacia media tarde su temperatura se había elevado a 32'C y se habían desencadenado en su seno fuertes tormentas que precedían a un frente polar situado al Oeste, La presión en superficie continuó bajando dentro de este cinturón, sostenido por una vaguada a 500 mb y coronado en la tropopausa por un chorro de más de 45 m/s que se extendía desde Oregón hasta Canadá oriental. La actividad tormentosa alcanzó máximo a las 18,00 horas aproximadamente, cuando nknkknnknknnnnkkkn Míyy^mn v el radar indicó que las distintas células

se habían superpuesto alcanzando una altura de 15 240 m. Este conjunto de condiciones era ideal para el desencadenamiento de un tornado y esa misma tarde se divisaron 34 remolinos en un radio de 480 km con centro en Minneapolis. El tornado de Tracy apareció a 13 km al sudoeste de dicha ciudad a las 19,00 horas y se trasladó hacia el Nordeste a una velocidad de 13 m/s a ¡o largo de 21 km, causando destrucción total en una zona de 90 a 150 m en Tracy, matando 9 personas, hiriendo a 125 y ocasionando destrozos por valor de más de tres millones de dólares. A diferencia de la mayoría de tornados, no se elevó al chocar con la superficie urbana, sino que se hundió aún más, hasta que se disolvió de repente, pocos seguidos después de ser tomada esta fotografía (descripción por cortesía del Director de National Severe Storms Forecast Center, Kansas City).

LÁMINA 24 Nubes convectivas a lo largo de la Zona de Convergencia intertropical en el Atlántico, observadas por el Tiros IX el 25 de febrero de 1965. Al sudoeste aparece la costa de Brasil. La actividad convectiva es generalmente muy variada a lo largo de este cinturón, de unos 5 grados de latitud de anchura, y por lo general es especialmente intensa en A y C y mínima en B y D. En el exterior del cinturón (por ejemplo, al sur de E) cambia el carácter de las nubes, que, del tipo cumuliforme y cirriforrne clásico en la Zona de Convergencia, pasan a ser estratocúmulos celulares (Guía de los Usuarios del ATP; Environmental Science Services Administration).

LÁMINA 23 Fotografía de América del Norte y Central tomada por un satélite desde unos 57 000 km un día de abril. Existe una depresión al sudeste de la Bahía de Hudson y un cinturón de lluvias o lloviznas señala el frente frío desde Yucatán hasta Nueva Inglaterra. Esta banda de nubes sugiere la existencia de una interacción de alto nivel tropical latitudes medias. Los Grandes Lagos tienen nieves y vientos, pero en las demás regiones el tiempo es principalmente claro con vientos ligeros (fotografía del NOAA; cortesía de la National Geographic Society).

Lamina 25 Vista de Florida, en dirección Sur, tomada desde el satélite tripulado Géminis V a una altura de 180 km, el 22 de agosto de 1965. En primer plano puede apreciarse la base de lanzamiento de Cabo Kennedy. Sobre la tierra caliente se han originado cúmulos, que tienen tendencia a alinearse formando «calles» en dirección Este-Oeste; as notable su ausencia sobre el lago Okeechobee. Pueden verse al sur yunques de

LÁMINA 26

Vista aérea, en dirección Sudeste, de la línea de grandes torres de cúmulos que marca la zona de convergencia en las proximidades de la vaguada de la isla de Wake que aparece en la figura 6.7 (de Malkus y Riehl, 1964).

LÁMINA 27

El huracán «Gladys», situado al oeste de Florida fotografiado desde el satélite tripulado Apolo Vil, a una altitud de 179 km, el 17 de octubre de 1968. En ese momento se registraron

velocidades del viento de hasta 40 m/s (fotografía de la NASA).

LÁMINA 29

Vista en dirección Oeste de Edimburgo en la que aparecen Arthurs Seat en primer plano y el castillo, que surge de la niebla de la ciudad a media distancia. La niebla se espesa hacia el Norte (a la derecha en la fotografía) sobre el suburbio industrial de Leith, mezclándose con la bruma marina sobre Firth of Forth en el extremo derecho. Esta fotografía fue tomada hace bastante tiempo (cortesía de Aerofilm Ltd.)

LÁMINA 30

Una depresión frontal parcialmente ocluida sobre el noroeste de Europa a las 13,47, hora geomagnética, el 19 de octubre de 1979. Esta imagen infrarroja del TIROS fue procesada para mostrar las superficies más frías (p. ej. cumbres de las nubes) en blanco y las más calientes (p. ej. superficies terrestres) en negro. Se muestran los ¡rentes superficiales, las isóbaras y los vientos, junto con la corriente en chorro de la troposfera superior (flecha), que se encuentra en la parte cálida del frente nuboso de las alturas (véase fig. 3.21) (velocidad máxima 65 m/s a unos 250 mb; 11,3 km), nótese también la rotura (punteada) entre la tropopausa de las latitudes medias (200 mb; 11,8 km) y la tropopausa polar (270 mb; 10,2 km). Esta información sinóptica añadida se refiere a las 12,00, hora geomagnética (fotografía cortesía de P. E. Baylis, Department of Electrical Engineering and Electronics, Universidad de Dundee; interpretación sinóptica cortesía del Dr. Ross Reynolds, Department of Meteorology, Universidad de Reading).; -

vertical en gran escala, con una antelación de hasta 36 horas. De estos mapas se deduce el tiempo esperado. A este respecto resulta crucial la distribución del movimiento vertical, puesto que indica las zonas de nubosidad y lluvia y las de tiempo seco y despejado. Técnicas similares a las descritas se emplean en los Estados Unidos y en otros varios países. Los métodos numéricos fueron usados por primera vez en predicciones rutinarias en Estados Unidos en 1955 y en Gran Bretaña en 1965. Los procedimientos específicos continuamente están siendo mejorados tanto para predicciones mesoscálicas como a escala continental. Estos refinamientos incluyen una mejor resolución tanto espacial como temporal y mejoras en las representaciones de los procesos físicos. 2. Predicción a largo plazo Los métodos que acabamos de estudiar no son adecuados para la predicción de la probable evolución del tiempo con una antelación de uno o más meses porque tienen en cuenta tan sólo las perturbaciones sinópticas aisladas, cuyo ciclo de duración oscila entre 3 y 7 días. Las consideraciones teóricas indican que el límite de las predicciones sinópticas usando las técnicas numéricas es menor de 15 días. Se describen a continuación dos técnicas bastante distintas, aunque no son en modo alguno las únicas. a. Métodos estadísticos. Desde 1948 la Oficina Meteorológica de los Estados Unidos publica dos veces al mes predicciones a 30 días utilizando un método que consta de dos etapas principales. Se realiza primero el trazado de un mapa medio de 700 mb para el mes siguiente utilizando una combinación de diversos principios —extrapolación de las tendencias actuales (como por ejemplo, modelos de bloqueo) o identificación de los cambios de régimen probables en la circulación atmosférica a gran escala, estudio de los posibles efectos de características tales como influencia de la capa de nieve o anomalías de la temperatura de la superficie del mar, y examen de las estadísticas que reflejan la situación típica de los surcos y vaguadas en la estación del año de que se trate. A continuación, las anomalías más probables de la temperatura media y de la cantidad de precipitación correspondientes al mapa de isohipsas trazado son deducidas a partir de las relaciones existentes entre ellas. Por ejemplo, la figura 4.27 muestra que es probable una precipitación mayor que el promedio en cabeza de la vaguada donde hay una advección de vorticidad máxima, especialmente en asociación con una corriente en chorro advectiva, mientras que es menor que el promedio generalmente en la cola del eje de la vaguada. Con un índice zonal bajo en los vientos del oeste,

de tormentas en la zona intermedia del fuerte gradiente de temperaturas. El flujo superior asociado produjo un surco sobre Norteamérica occidental con inviernos cálidos en California y Oregón. Los modelos de la circulación global atmosférica confirman el punto de vista de que las anomalías persistentes de las temperaturas de las superficies marinas ejercen un importante control sobre las condiciones meteorológicas locales y a gran escala. Recientemente se ha aplicado en los Estados Unidos y en todas partes un procedimiento distinto que usa Estadísticas de Efectos de los Modelos. En vez de predecir el campo barométrico y luego deducir las anomalías climáticas, los elementos climáticos (temperatura, precipitación, etc.) se predicen directamente usando la mejor combinación estadística de pronósticos anteriores para una región dada.

Fig. 4.27 Relaciones medias generalizadas entre la configuración del flujo del oeste, las rutas de depresiones, las posiciones de la corriente en chorro y las zonas de precipitación en las latitudes medias del hemisferio norte (según W. Klein; de Harman, 1971).

las ondas largas pueden persistir en posiciones más o menos estacionarias durante períodos de varias semanas o incluso más, y sus condiciones medias son, por ello, reflejadas en las configuraciones de superficie de la temperatura y la precipitación (véase también capítulo 5, B.1). La localización e intensidad de las ondas largas parece estar críticamente influenciada por las temperaturas oceánicas superficiales. Las investigaciones para el Pacífico Norte y el Atlántico Norte demuestran la existencia de interacciones con la circulación atmosférica a una escala próxima a la hemisférica. La figura 4.28B sugiere, por ejemplo, que una extensa superficie relativamente cálida en el Pacífico Norte central causó en el invierno del año 1971-1972 un desplazamiento hacia el norte de la corriente en chorro del oeste, junto con un desplazamiento de compensación hacia el sur sobre los Estados Unidos occidentales, que llevó allí aire frío. Esta configuración contrasta con la observada durante los años sesenta (fig. 4.28A), cuando una persistente anomalía fría en el Pacífico central, con aguas más cálidas hacia el este, llevó al frecuente desarrollo

b. Métodos de analogías. En Gran Bretaña y Alemania se ha desarrollado otro enfoque de la predicción a largo plazo, basado en el principio de que los fenómenos meteorológicos tienden a seguir cursos similares cuando las condiciones iniciales son casi idénticas. El problema consiste entonces en encontrar un período cuyo tiempo sea lo más parecido posible al reinante y en utilizar la sucesión de fenómenos que tuvo lugar en el pasado como una guía para el futuro. Las comparaciones se realizan con un registro de anomalías en las temperaturas mensuales y en la presión y con diversas series de «tipos de tiempo». Éstas consisten en realidad en una serie de clases de la configuración de la presión o de la dirección de flujo del aire sobre el país (véase cap. 5, A.3). Cada clase tiende a asociarse a un determinado tipo de tiempo. La dificultad de la predicción de analogías estriba en el hecho de que no existen nunca dos distribuciones o series de tiempo idénticas. Puede haber, por ejemplo, cinco analogías razonables para un mes determinado, pero el examen del tiempo que siguió a cada una de ellas puede conducir a un tiempo templado y lluvioso en dos de los casos y a un intenso frío en los tres restantes. Por consiguiente, al realizar la predicción deben tenerse en cuenta diversos factores que pueden influir en la tendencia del tiempo, tales como las temperaturas del agua del mar y la extensión de la capa de nieve. Es preciso reconocer las dificultades que entraña una predicción a largo plazo antes de formular cualquier crítica contra ellas. La complejidad del comportamiento de la atmósfera hace que actualmente sea necesario todavía redactar las predicciones en forma imprecisa, por lo que los fallos ocasionales son inevitables.

RESUMEN Las masas ideales de aire se definen en términos de las condiciones baro-trópicas, en que se asume que las isóbaras y las isotermas son paralelas entre sí y a la superficie. El carácter de una masa de aire se determina por la naturaleza del área superficial, los cambios debidos al movimiento de las masas de aire, y su edad. A escala regional, los intercambios energéticos y la mezcla vertical conducen a una proporción de equilibrio entre las condiciones superficiales y las del aire situado por encima, particularmente en el caso de sistemas de altas presiones casi estacionarios. Las masas de aire se identifican convencionalmente en términos de sus características de temperatura (ártica, polar, tropical) y su región de origen (marítima, continental). Las masas de aire primarias se originan en regiones de subsidencia anticiclónica semipermanente sobre extensas superficies de propiedades semejantes. Las masas de aire frío se originan o bien en los anticiclones continentales invernales (Siberia y Canadá), donde la capa de nieve favorece las bajas temperaturas y una estratificación estable, o sobre el hielo marino de las latitudes altas. Algunas fuentes son estacionales, como Siberia, y otras permanentes, como la Antártida. Las masas de aire cálido se originan o bien como fuentes continentales tropicales superficiales en verano, o como capas húmedas y profundas sobre los océanos tropicales. El movimiento de las masas de aire causa cambios en la estabilidad por medio de procesos termodinámicos (calentamiento/enfriamiento desde abajo e intercambios de humedad) y por procesos dinámicos (mezcla, elevación/bajada), que producen masas de aire secundarias (por ejemplo aire mP). La edad de una masa de aire determina el grado hasta el cual ha perdido su intensidad como resultado de la mezcla con otras masas de aire y de intercambios verticales con la superficie inferior. Los límites de las masas de aire dan origen a los frentes o zonas baroclínicas de unos pocos centenares de kilómetros de amplitud. La teoría clásica (noruega) de los ciclones de las latitudes medias considera que los frentes son un hecho clave de su formación y ciclo vital. Las depresiones tienden a formarse a lo largo de las principales zonas frontales; los frentes polares de las regiones del Atlántico Norte y de! Pacífico Norte y los mares del sur. Hacia los polos se encuentran frentes árticos peor definidos y existen otras zonas frontales estacionales, como en el Mediterráneo. La Zona de Convergencia Intertropical, entre las masas de aire de los anticiclones subtropicales opuestos, tiene un carácter distinto de las zonas frontales de las latitudes altas (véase cap. 6). Las masas de aire

y las zonas frontales se desplazan hacia los polos/el ecuador en verano/ /invierno. Las más nuevas teorías sobre los ciclones consideran los frentes como fenómenos más bien incidentales. La divergencia del aire en la troposfera superior es esencial para el ascenso a gran escala y la convergencia de bajo nivel. La ciclogénesis de superficie se ve pues favorecida en el extremo oriental de una vaguada de ondas superior. Los ciclones son dirigidos básicamente por las ondas largas (de Rossby) casi estacionarias en los vientos hemisféricos del oeste, cuya posición está muy influenciada pollos fenómenos superficiales (las principales barreras montañosas y los contrastes de temperatura entre la superficie del mar y la tierra). Las zonas baroclínicas superiores están asociadas con corrientes en chorro a 300-200 mb que también siguen la configuración de onda larga. La secuencia meteorológica idealizada en una depresión frontal que se desplaza hacia el este incluye un aumento de la nubosidad y de la precipitación con un frente cálido que se aproxima; el grado de actividad depende de si el sector de aire caliente se está elevando o no (ana-o catafrentes, respectivamente). El siguiente frente frío está generalmente marcado por una estrecha franja de precipitación convectiva, pero la lluvia tanto en cabeza del frente cálido como en el sector cálido puede también estar organizada en células y bandas mesoscálicas localmente intensas a causa del «cinturón conductor» de aire en el sector cálido. Asociada con esta organización de flujos, a menudo existe una línea de turbonada en cabeza del frente frío. En el centro de los Estados Unidos, especialmente, las células tormentosas situadas a lo largo de las líneas de turbonada de este tipo clan duras condiciones de truenos y granizo, a veces con tornados. Las ráfagas ascendentes y descendentes en las células de este tipo causan agrupaciones de tormenta en desarrollo y decadencia. Algunos sistemas de bajas presiones son esencialmente no frontales. Éstos incluyen las depresiones de sotavento de las laderas de sotavento de las cadenas montañosas; las bajas térmicas debidas al calentamiento veraniego; las depresiones de aire polar comúnmente formadas en una irrupción de aire ártico marítimo sobre los océanos; y la borrasca fría superior que es frecuentemente un sistema de atajo en el desarrollo de las ondas superiores o un ciclón ocluido de las latitudes medias en el Ártico. La predicción del tiempo se lleva a cabo a corto plazo mediante el análisis sinóptico y extrapolaciones del comportamiento de los sistemas meteorológicos (usando mapas del tiempo y datos de radar y de satélites) y por predicción numérica usando modelos de computadora de la circulación a gran escala. La predicción a largo plazo es primariamente estadística, tomando en consideración los posibles efectos de las condiciones superficiales en la estructura circulatoria a gran escala. Los estudios análogos de sucesos pasados pueden ser de gran utilidad.

5 Tiempo y clima en las latitudes medias En los dos capítulos anteriores hemos estudiado la estructura general de la circulación y las características de las distintas masas de aire de las latitudes medias, así como el comportamiento y origen de las depresiones extratropicales. Para los habitantes de los países templados, resulta evidente que los sistemas de presión contribuyen de manera directa a las diversas variaciones de tiempo que diariamente y a lo largo de las estaciones del año tienen lugar en el cinturón de vientos del Oeste. Sin embargo, los contrastes que se advierten entre los climas de las diversas regiones reflejan la interacción de los factores meteorológicos con los geográficos. El presente capítulo constituye una síntesis selectiva del tiempo y clima de Europa y América del Norte, basada especialmente en los principios ya mencionados. En los apartados finales se examinan las características del clima de los bordes polares y subtropicales del cinturón de vientos del Oeste. Se han utilizado, en la medida de lo posible, temas distintos para ilustrar algunos de los aspectos más significativos del clima de cada zona. A.

EUROPA

1. Vientos y presión Las principales características de la configuración de isóbaras típica del Atlántico Norte son el Ciclón de Islandia y el Anticiclón de las Azores. Se encuentran presentes en todas las estaciones (véase fig. 3.23), aunque su situación y su intensidad relativa varían considerablemente. El flujo

de las capas superiores de la atmósfera experimenta pocas variaciones a lo largo de las estaciones, pero los vientos del Oeste disminuyen en intensidad desde mediados de invierno hasta el verano. Otro sistema de considerable influencia en el clima europeo es el anticiclón invernal de Siberia, cuya acción se ve intensificada por la extensa capa de nieve y la marcada continentalidad de Eurasia. En invierno, las depresiones atlánticas se mueven frecuentemente hacia el mar de Noruega o hacia el Mediterráneo, pero si se trasladan hacia el Oeste, ocluyen y desaparecen bastante antes de que puedan penetrar en el interior de Siberia. Por consiguiente, el anticiclón de Siberia es casi permanente en esta estación y, cuando se extiende hacia el Oeste, gran parte de Europa puede verse sometida a un frío riguroso. En verano, la presión es baja sobre la totalidad de Asia, y las depresiones procedentes del Atlántico tienden a seguir un camino más zonal. Aunque las trayectorias de las depresiones en Europa no derivan hacia el polo en verano (como resultado del desplazamiento local hacia el Sur del Frente Ártico Atlántico), son, en esta estación, bastante menos intensas, y la disminución de contrastes entre las diversas masas de aire hace que los frentes que producen sean más débiles. 2.

Oceanidad y continentalidad

En invierno, las temperaturas de la parte nordoccidental de Europa exceden en unos 11 °C o más a la media latitudinal (véase fig. 1.21), hecho que se atribuye únicamente a la presencia de la Deriva del Atlántico Norte. Existe, sin embargo, una completa interacción entre el océano y la atmósfera. La Deriva, que se origina en la Corriente del Golfo que bordea las costas de Florida y se ve reforzada por la corriente de las Antillas, es principalmente una corriente controlada por el viento e iniciada pollos del Sudoeste. Fluye a una velocidad que oscila entre 16 y 32 km por día y, por consiguiente, el agua tarda aproximadamente ocho o nueve meses en llegar desde Florida hasta Irlanda y un año hasta Noruega (véase cap. 3, F.3). Los vientos del Sudoeste transportan calor latente y sensible, que han adquirido a su paso sobre el Atlántico, el calentamiento local procede especialmente del que reciben por la acción del viento de la superficie de las aguas más calientes. Este calentamiento de las masas de aire sobre la parte nororiental del Atlántico reviste especial significado cuando se encuentran corrientes de aire polar o ártico que se dirigen hacia el Sudoeste procedentes de Islandia. Así, por ejemplo, en invierno, la temperatura en dichas corrientes de aire puede ascender hasta 9°C entre Islandia y el Norte de Escocia. En contraste, el aire tropical marítimo se enfría aproximadamente unos 4°C entre las Azores y la parte sudoccidental de Inglaterra tanto en invierno como en verano. Uno de los

FIG. 5.1 La continentalidad en Europa. Las líneas de trazos representan el índice de Gorczynski, y las continuas el de Berg; la explicación de su significado se da en el texto (parcialmente según Blüihgen, 1966).

efectos más evidentes de la Deriva del Atlántico Norte es la ausencia de hielo en las proximidades de la costa de Noruega. Sin embargo, por lo que respecta al clima de Europa, la consecuencia principal de la existencia de esta Deriva son los vientos predominantes que soplan tierra adentro transportando calor hacia las zonas situadas en el interior. En Europa la influencia de las masas de aire marítimo puede dejarse sentir en las zonas interiores del continente porque no existen grandes barreras topográficas que impidan, su penetración y a causa de la presencia del Mediterráneo. Por consiguiente, el cambio a un clima de tipo continental se realiza bastante gradualmente, excepto en Escandinavia, donde existe una cadena de montañas que hace que el contraste entre Suecia y Noruega occidental sea muy acusado. Existen numerosos índices que

para Moscú, etc. En la figura 5.1 aparece la variación de este índice para Europa. Berg utiliza un enfoque sustancialmente distinto, pues relaciona la frecuencia de las masas de aire continental (C) con la de todas las masas (N) y toma este cociente como índice de continentalidad, es decir, K = C/N (%). La figura 5.1 indica que en la parte de Europa al oeste de los 15°E se encuentra aire no continental, por lo menos durante la mitad del tiempo, al igual que en Suecia y en casi toda Finlandia. La figura 5.2 ilustra de distinta manera los regímenes continentales y marítimos. Los Hidrotermogramas trazados para Valentía (Eire), Bergen y Berlín indican los cambios .estacionales de la temperatura media y precipitación en distintos lugares. Valentía tiene un régimen de lluvias máximo en invierno y temperaturas estables como consecuencia de su situación oceánica, mientras que en Berlín las temperaturas oscilan considerablemente y las lluvias son máximas en verano. Bergen recibe mayores cantidades totales de precipitación debido a su especial orografía; tiene un máximo en otoño e invierno y su oscilación de temperaturas es intermedia entre la de las otras dos ciudades. Estas medidas dan sólo una idea aproximada de las características climáticas, por lo que estudiaremos a continuación con mayor detalle las distintas clases de tiempo en Inglaterra. 3. Características de la circulación atmosférica en Gran Bretaña y del tiempo por ella ocasionado Fig. 5.2 Hidrotermogramas correspondientes a Valentía (Eire), Bergen y Berlín, en los que aparecen los valores mensuales medios de temperatura y precipitación de estas tres localidades.

expresan esta continentalidad, pero la mayoría de ellos se basan en la variación anual de temperaturas. El índice de continentalidad de Gorczynski (K) es:

donde A representa la oscilación anual de temperatura (en °C) y φ es la latitud. K oscila entre — 12 en las estaciones marcadamente oceánicas y 100 en las estaciones marcadamente continentales. Algunos de los valores correspondientes a Europa son 10 para Londres, 21 para Berlín, 39

H. H. Lamb, (de la Oficina Meteorológica del Reino Unido), ha clasificado los mapas diarios del tiempo del sector de las islas Británicas (50o-60°N, 5°E-10°O) desde 1873 hasta la actualidad atendiendo al movimiento de los sistemas de presión dentro de la circulación troposférica general. Distingue siete "categorías principales: tipo del Oeste (O), del Noroeste (NO), del Norte (N), del Este (E) y del Sur (S), que hacen referencia a las direcciones de que provienen los sistemas, y tipo Ciclónico (C) o Anticiclónico (A), según dominen en el mapa del tiempo las depresiones o los centros de altas presiones. En teoría, cada una de estas categorías debería ocasionar un tipo de tiempo característico, según la estación, y muchos autores utilizan el término «tipo de tiempo» para expresar esta idea. Sin embargo, los estudios realizados sobre el tiempo que realmente corresponde a una configuración determinada de flujo en diversas localidades son bastante escasos (este campo de estudio se conoce con el nombre de climatología sinóptica), por lo que aquí utilizaremos el término tipo de flujo para designar las categorías determinadas por Lamb. Las condiciones climáticas

TABLA 5.1 Características del tiempo ocasionado por los distintos «Tipos de flujo», de Lamb Tipo Del Oeste. . . . . .

Tiempo inestable; vientos de dirección variable cuando las depresiones atraviesan el país. Templado y tormentoso en invierno y generalmente fresco y nuboso en verano (mP, raPw, mT). Del Noroeste . . .. Fresco y variable. Intensos vientos y chubascos, que afectan principalmente a las costas orientadas cara al viento, aunque en la parte meridional del país el tiempo puede ser claro y seco (mP, mA). Del Norte .................. Tiempo frío en todas las estaciones, asociado generalmente a borrascas o vaguadas de origen polar. Tormentas de nieve y granizo, especialmente en el Norte y en el Este (mA). Del Este .................... Frío en invierno, muy intenso a veces en el Sur y en el Este y acompañado de nieve o granizo. Cálido en verano, con tiempo muy seco en el Oeste. Tormentas ocasionales (cA, cP). Del Sur ..................... Tiempo generalmente cálido y tormentoso en verano. En invierno puede ir asociado a una depresión en el Atlántico, lo que da lugar a un tiempo templado y húmedo, especialmente en el Sudoeste, o bien a un anticiclón situado sobre Europa central, en cuyo caso el tiempo es frío y seco (mT o cT, verano; mT o cP, invierno). Condiciones de inestabilidad y precipitación, acompañadas a veces de temporales y tormentas. Este tipo de tiempo puede estar relacionado con el rápido paso de borrascas o depresiones o con la persistencia de una depresión intensa (mP, mPw, mT). Anticiclónico . . . Cálido y seco en verano, a excepción de algunas tormentas ocasionales (mT, cT). Frío en invierno, con heladas nocturnas y nieblas, especialmente en otoño (cP).

generales que son susceptibles de corresponder a cada una de las configuraciones de flujo en las islas Británicas aparecen resumidas en la tabla 5.1. En el capítulo 4 se han estudiado las propiedades generales de las masas de aire, pero existen ciertos aspectos de las mismas que revisten especial interés en relación con el clima británico. En la figura 5.3 aparece ilustrada para Kew la frecuencia de las masas de aire en enero, según un estudio realizado por Belasco para el período de 1938-49. Existe un claro predominio de aire marítimo polar (mP y mPw) con una frecuencia igual o superior al 30 % en todos los meses, a excepción de marzo. La frecuencia máxima de aire mP en Kew corresponde al mes de julio, con

TABLA 5.2 Temperaturas observadas con las distintas masas de aire en Kew (°C) (Según Belasco, 1952)

Invierno

T D

Verano

T D

mP (proc. de Islandia) 4 -0,8 16 -2,8

mP (proc. del centro del Atlántico) 6 + 1,3 18 + 0,6

mPw

mA

8+ 3,9 18 + 1,0

0 -4,4 14 -3,3

cP

-1 -5,8

—

mT

10 . +5,8 19 + 2,2

cT

7 + 2,8 22 +4,4

T = Promedio de temperaturas diarias medias (redondeadas a grados Celsius). D = Desviación de la media correspondiente a la totalidad de las masas de aire (1931-1945).

un 33 % (la del aire mPw es aún superior a esta cifra en un 10 %). Esta proporción es aún mayor en los distritos de la costa occidental; así, por ejemplo, en las Hébridas el aire de tipo mP o mPw predomina por lo menos el 38 % de los días del año. Las corrientes de aire mP procedentes del Noroeste dan lugar a tiempo fresco y lluvioso en todas las estaciones, especialmente en las costas orientadas de cara al viento. El aire es inestable y se forman nubes cumuliformes, aunque en el interior durante las noches invernales éstas se dispersan, ocasionando bajas temperaturas. Sin embargo, en el mar el calentamiento de las capas bajas de la atmósfera es continuo, tanto de noche como de día, durante los meses de invierno, por lo que en cualquier momento pueden producirse chubascos y turbonadas, que pueden afectar a las zonas costeras orientadas de cara al viento. En la tabla 5.2 aparecen las temperaturas diarias medias en Kew, correspondientes al aire mP, así como la diferencia (denominada también «desviación») entre éstas y las medias correspondientes a todas las masas de aire para el período 1931-45. Con el aire mA, los contrastes son más acusados: las desviaciones de temperatura son en Kew de aproximadamente — 4°C en verano e invierno. La visibilidad en el aire mA es normalmente muy buena. La contribución de las masas de aire mP y mA a la precipitación anual media durante un período de cinco años para tres estaciones situadas en el Norte de Inglaterra, aparece relacionada en la tabla 5.3, aunque debe tenerse en cuenta que estas dos masas intervienen también en las borrascas polares no frontales. Sobre la mayor parte del Sur de Inglaterra, así como también en aquellas zonas situadas en las partes a sotavento de las

FIG. 5.3 Frecuencias medias de las masas de aire correspondientes a Kew (Londres) durante el mes de enero. Las de tipo anticiclónico aparecen indicadas según su dirección de origen (basado en Belasco, 1952).

cadenas montañosas, las corrientes de aire del Norte y del Noroeste dan lugar generalmente a un tiempo claro y soleado con escasas precipitaciones. Esto puede apreciarse también en la tabla 5.3, ya que el -

porcentaje de precipitación debida al aire mP es mucho menor en Rotherham, situada a sotavento de los Peninos, que en Lancashire. El aire polar marítimo, cuya trayectoria sobre el Atlántico está situada más al Sur y es más ciclónica, llegando a Inglaterra desde el Sudoeste, así como el aire que se mueve hacia el Norte en la parte delantera de una depresión aparecen como aire mPw en la figura 5.3 y en la tabla 5.2. Este aire tiene en superficie unas propiedades semejantes a las del aire mT, por lo que no es necesario estudiarlo separadamente. El aire tropical marítimo constituye generalmente el sector cálido de las bajas que, procedentes de entre el Oeste y el Sur, se dirigen hacia Gran Bretaña, pero en la figura 5.3 se han excluido los casos correspondientes a frentes y depresiones (cuya frecuencia anual está comprendida entre 10 y 12 %). Por consiguiente, el tiempo característico del aire mT se da con mayor frecuencia de lo que podría sugerir la frecuencia de porcentaje (en enero, 11 % de aire mT y 4 % de aire anticiclónico se originan en el Sudoeste de Gran Bretaña). En invierno, el tiempo correspondiente al aire mT es templado y húmedo. En cielo se encuentra generalmente cubierto de estratos o estratocúmulos y pueden producirse lloviznas o lluvias ligeras (formadas por coalescencia), especialmente en los terrenos elevados, donde las nubes bajas forman nieblas. Durante la noche, el cielo se despeja por la acción del viento, aunque éste sea ligero, y el aire se enfría hasta el punto de rocío, con lo que se forman brumas y niebla. La tabla 5.2 indica que una gran proporción de la precipitación anual está asociada a frentes cálidos y a las situaciones por ellos creadas y puede por tanto ser atribuida en gran parte a la convergencia y ascenso frontales en aire mT. En verano, la capa de nubes asociada a esta masa de aire hace que las temperaturas se aproximen más a la media que a lo largo del invierno (tabla 5.2); las temperaturas nocturnas tienden a ser altas, pero las máximas diurnas continúan en proporción siendo bastante bajas. El aire verdaderamente polar continental afecta a las islas Británicas entre los meses de diciembre y febrero e incluso entonces con una frecuencia relativamente baja. Las temperaturas diarias medias son bastante inferiores al promedio y las máximas exceden sólo en un grado o dos al punto de congelación. La masa de aire es básicamente estable y muy seca, pero en su recorrido sobre la parte central del mar del Norte se carga del calor y humedad necesarios para producir chubascos, a menudo de nieve, sobre la parte oriental de Inglaterra y Escocia. En conjunto, esto constituye sólo una parte muy pequeña de la precipitación anual total, tal como indica la tabla 5.3, y en la costa occidental el tiempo es generalmente bueno. En todas las estaciones existe una masa de aire intermedia entre el tipo cP y el cT, que llega a Inglaterra procedente

TABLA 5.3 Porcentaje de la precipitación anual debido a diversas situaciones sinópticas (1956-1960) (Según Shaw, 1962 y R. P. Mathews, no publicado)

Estación Cwm Dyli (99 m)* Squires Gate (10 m)** Rotherham (21 m)***

Frente cálido 18

Categorías sinópticas Sector Frente Oclu- Baja mP cálido frío sión polar 30 13 10 5 22

cP

Ártica

0,1

0,8

Tormenta 0,8

23

16

14

15

7

22

0,2

0,7

3

26

9

11

20

14

15

1,5

1,1

3

* Snowdonia. ** Situado en la costa de Lancashire. *** En el valle del Don, Yorkshire.

del Sudeste de Europa, aunque en verano es menos frecuente. Estas corrientes transportan aire seco y estable. El aire tropical continental sopla por término medio una vez al mes durante el verano, hecho que explica la escasez de olas de calor, puesto que son estos vientos del Sur o del Sudeste los que aportan tiempo cálido y estable. Las capas bajas de la atmósfera son estables y reina generalmente una neblina, pero las capas superiores tienden a ser inestables y, en algunas ocasiones, el intenso calentamiento superficial puede desencadenar una tormenta. En invierno, este aire cT modificado llega alguna vez a Inglaterra procedente del Mediterráneo, ocasionando un tiempo bueno, neblinoso y templado. 4. Singularidades y estaciones naturales

Gran número de los dichos populares acerca del tiempo reflejan la idea de que cada estación tiene un determinado tiempo (por ejemplo, «en abril, aguas mil»); sin embargo, los antiguos proverbios sugieren que incluso los cambios sucesivos de tiempo pueden estar relacionados con las condiciones reinantes en una fecha determinada (por ejemplo, es costumbre afirmar que al día 15 de julio, siguen 40 días de buen tiempo). Algunas de estas ideas son completamente gratuitas, pero hay otras que contienen algo de verdad si se examinan adecuadamente. La tendencia de que un tipo de tiempo se repita con cierta regularidad alrededor de una fecha determinada se conoce con el nombre de «singula-

FIG. 5.4 Frecuencia, en tanto por ciento, de anticiclones, vientos del Oeste y ciclones en Gran Bretaña durante el período 189S-1947 (según Lamb, 1950).

ridad». Se han confeccionado gran número de calendarios de singularidades, especialmente en Europa, aunque los primeros (que se basaban en anomalías de la temperatura o de la precipitación), no demostraron ser muy fidedignos. Recientemente se han obtenido mayores éxitos estudiando las singularidades de la configuración general de la circulación; Lamb ha redactado algunos catálogos para las islas Británicas y Flohn y Hess lo han hecho para Europa central. Los resultados de Lamb se basan en los cálculos de frecuencia diaria de las diversas categorías de flujo del aire realizados para el período comprendido entre 1898 y 1947; algunos de los resultados de estos cálculos aparecen en la figura 5.4. Una característica notable en ellos es la baja frecuencia del tipo del Oeste en primavera, que es la estación más seca en Inglaterra, así como también en el Norte de Francia, Alemania septentrional y en los países que bordean el mar del Norte. El catálogo de Flohn y Hess se basa en una clasificación de las configuraciones del flujo del aire a gran escala en la troposfera inferior (Grosswetterlagé) en Europa central, propuesta originalmente por F. Baur.

Algunas de las singularidades más frecuentes en Europa son: a) A mediados de junio se produce sobre las islas Británicas un aumento en la frecuencia de los tipos de flujo del Oeste y del Noroeste. Estas invasiones de aire marítimo afectan también a Europa central, por lo que este período se designa a veces como el comienzo del «monzón de verano europeo». β) Aproximadamente en la segunda semana de septiembre, Gran Bretaña y también el resto de Europa sufren la influencia de una racha de tiempo anticiclónico. Éste puede sin embargo, verse interrumpido por las depresiones atlánticas, que dan lugar a numerosas tormentas en Inglaterra hacia finales de septiembre, aunque tanto este país como el resto de Europa gozan de un tiempo anticiclónico a finales de este mes y a comienzos de octubre. γ) El Oeste de Europa y también la parte occidental del Mediterráneo pasan generalmente por un período lluvioso a finales del mes de octubre, mientras que en Europa oriental el tiempo sigue generalmente siendo bueno. δ) Los anticiclones vuelven a Inglaterra y a la mayor parte de Europa a mediados de noviembre, dando lugar a nieblas y heladas. Ε) A principios del mes de diciembre las depresiones atlánticas se trasladan hacia el Este, produciendo un tiempo templado y húmedo en la mayor parte de Europa. Además de las singularidades mencionadas, pueden reconocerse también ciertas tendencias estacionales principales; Lamb identificó para las islas Británicas cinco «estaciones naturales» basándose en espacios de un determinado tipo que hubiesen durado 25 días o más durante el período comprendido entre 1898 y 1947 (fig. 5.5). Dentro de la limitación que la consideración de un «año normal» supone, estas estaciones son: a) Primavera-comienzos del verano (desde principios de abril hasta mediados de junio). Es ésta una época de tiempo variable durante la cual es poco frecuente encontrar varios días seguidos con el mismo tiempo. Los períodos con flujo del Norte en la primera mitad del mes de mayo son su característica más significativa, aunque existe una marcada tendencia a la presencia de anticiclones a finales de mayo y comienzos de junio. P) Pleno verano (desde mediados de junio hasta comienzos de septiembre). Pueden presentarse largas temporadas de diversos tipos de tiempo, variables según los años. Los flujos del Oeste y del Noroeste son los más corrientes y pueden combinarse tanto con los tipos ciclónicos como con los anticiclónicos. Sin embargo, son más frecuentes los períodos persistentes del tipo ciclónico que los del tipo anticiclónico.

Fig. 5.5

Frecuencia de épocas de larga duración (25 días o más) de un tipo determinado de flujo de aire en Gran Bretaña durante el período 189S-1947. El diagrama que representa todas las épocas de larga duración indica también la manera en que se ha dividido el año en «estaciones naturales-» (según Lamb, 1950).

γ) Otoño (desde la segunda semana de septiembre hasta mediados de noviembre). También en este caso son frecuentes los períodos largos en la mayor parte de los años; en la primera mitad son más frecuentes los de tipo anticiclónico, mientras que en octubre y noviembre son más corrientes los del tipo ciclónico y tormentoso." δ) Comienzo del invierno (desde aproximadamente la tercera semana de noviembre hasta mediados de enero). Los períodos largos son menos frecuentes que en verano y otoño. Son generalmente del tipo de flujo del Oeste y dan lugar a un tiempo templado y tormentoso. ε) Finales de invierno y comienzos de la primavera (desde aproximadamente la tercera semana de enero hasta finales de marzo). Los períodos largos pueden, en esta época del año, ser de muy diversos tipos, correspondiendo algunos años al tiempo de pleno invierno, mientras que en otros se goza de una primavera temprana desde finales del mes de febrero.

5.

Anomalías sinópticas

La idea del clima que podemos forjarnos a través de la presión, el viento y el flujo estacional típico es bastante incompleta. Algunas circulaciones se producen sólo ocasionalmente y, sin embargo, por su tendencia a persistir durante varias semanas o incluso durante meses son un elemento esencial del clima. Un importante ejemplo de esto lo constituyen las configuraciones de «bloqueo». Tal como se hizo notar en el capítulo 3, F.2, la circulación zonal en las latitudes medias se convierte a veces en una distribución celular. Este fenómeno va corrientemente asociado a una bifurcación de la corriente en chorro en dos ramas, una dirigida hacia las latitudes altas

Fig. 5.7 Anomalía de la temperatura media en superficie (°C) durante el bloqueo anticiclónico de invierno en Escandinavia. Las zonas cuya temperatura excedió en 4°C a la normal aparecen rayadas verticalmente y aquellas cuya temperatura que inferior en 4°C a la normal aparecen rayadas oblicuamente (según Rex, 1950).

Anomalías de la precipitación media, en tanto por ciento del promedio, durante el bloqueo anticiclónico de invierno en Escandinavia. Las zonas de precipitación superior a la normal aparecen cuadriculadas y las de precipitación comprendida entre el 50 y el 100 % de la normal aparecen rayadas oblicuamente (según Rex, 1950).

y otra hacia las bajas, y a la formación de una depresión desgajada de la corriente principal («gota de aire frío», véase cap. 4, G.4) al sur de la célula de altas presiones. Esto se conoce con el nombre de «anticiclón de bloqueo», puesto que impide el movimiento hacia el Este típico de las depresiones en el flujo zonal. Una de las principales zonas de bloqueo son los países escandinavos, especialmente en primavera. Las depresiones se ven forzadas a moverse hacia el Nordeste, en dirección al mar de Noruega, o bien hacia el Sudeste, en cuyo caso penetran en la parte meridional de Europa. Esta configuración, con un flujo del Este alrededor de los bordes meridionales del anticiclón, da lugar a un tiempo muy frío en la mayor parte de Europa septentrional. Así, por ejemplo, durante los

meses de enero y febrero de 1947 el flujo del Este que llegó a Inglaterra como' consecuencia del bloqueo sobre Escandinavia dio lugar a un frío intenso y a frecuentes nevadas. Entre el 22 de enero y el 22 de febrero los vientos soplaron casi siempre del Este, y las temperaturas, incluso las diurnas, se aproximaron al punto de congelación. En algunos lugares de Gran Bretaña nevó diariamente entre el 22 de enero y el 17 de marzo de 1947 y se produjeron importantes tormentas de nieve cuando las depresiones atlánticas ocluidas atravesaron lentamente el país. Otros meses de invierno notables por su rigurosidad, como, por ejemplo, enero de 1881, febrero de 1895 y enero de 1940, fueron consecuencia de anomalías de presión similares: la presión era muy superior a la media en el Norte de las islas Británicas e inferior a ella en el Sur. En las figuras 5.6 y 5.7 se ilustran los efectos medios de estas situaciones de bloqueo invernal sobre la parte noroccidental de Europa. Las cantidades de precipitación son superiores a las normales, principalmente en Islandia y el Mediterráneo occidental, ya que las depresiones giran alrededor del anticiclón de bloqueo siguiendo la trayectoria de las corrientes en chorro superiores. Sobre la mayor parte de Europa la precipitación fue inferior a la media. Esta configuración se repite de nuevo con el bloqueo de verano. Las temperaturas invernales son superiores a la media en el Atlántico nororiental y las áreas terrestres contiguas, pero inferiores a la media la parte central y oriental de Europa y en el Mediterráneo debido a las irrupciones de aire cP procedente del Norte (fig. 5.7). Estas anomalías negativas de temperatura, junto con la corriente de aire fresco procedente del Norte, se producen en verano sobre casi toda Europa y tan sólo la parte septentrional de Escandinavia y el Atlántico nororiental gozan de temperaturas superiores a la media. A pesar de todas estas generalizaciones, la situación de bloqueo es de vital importancia. Por ejemplo, en el verano de 1954 un anticiclón bloqueado que atravesó la parte oriental de Europa y Escandinavia ocasionó el estancamiento de borrascas sobre las islas Británicas, con lo que el mes de agosto fue especialmente nebuloso y lluvioso, mientras que en 1955 el bloqueo estaba centrado en el mar del Norte, con lo que se gozó de un verano de excepcional calor y buen tiempo. La sequía que se produjo en 1975-1976 en las Islas Británicas y en el continente europeo fue causada por un persistente bloqueo sobre el noroeste de Europa. El bloqueo puede estar situado también, aunque con menor frecuencia, sobre Islandia. Un notable ejemplo de este caso se produjo durante el invierno de 1962-63, cuando un centro persistente de altas presiones situado al Sudeste de Islandia hizo que soplase sobre Gran Bretaña un flujo procedente del Norte y del Nordeste. Las temperaturas registradas en la parte central de Inglaterra durante aquel año fueron las más bajas desde 1740:

desde diciembre de 1962 hasta febrero de 1963 la media fue de 0°C. También Europa central se vio afectada por estas corrientes de aire del Este, y las temperaturas que se registraron en el mes de enero unos 6°C inferiores a la media. 6.

Influencia de la topografía

En diversas partes de Europa la topografía ejerce un marcado efecto sobre el clima, no sólo en las zonas montañosas propiamente dichas, sino también en los lugares adyacentes a ellas. Aparte de su evidente influencia en las temperaturas, cantidades de precipitación y vientos, las principales masas montañosas afectan también al movimiento de los sistemas frontales. En las cordilleras, el rozamiento con la superficie tiende a incrementar la pendiente de los frentes fríos y a disminuir la de los frentes cálidos, por lo que éstos se ven frenados y aquéllos acelerados. Los efectos ciclogénicos de las cadenas montañosas en la producción de depresiones de sotavento se han estudiado ya en el capítulo 4, G.1. Los montes Escandinavos constituyen una de las barreras climáticas más significativas de Europa como consecuencia de su orientación respecto al flujo del aire del Oeste. Las masas de aire marítimo se ven forzadas a ascender sobre la zona montañosa produciendo cantidades totales de precipitación anual superiores a 250 cm en las montañas del Oeste de Noruega, mientras que en su descenso por las laderas a sotavento da lugar a una fuerte disminución de estos totales. La parte superior de Gudbrandsdalen y Osterdalen, a sotavento de los montes Jotunheim y Drove, reciben por término medio menos de 50 cm y en la provincia de Jamtland, en Suecia central, en las proximidades de Ostersund, se registran valores semejantes a éstos. Las montañas pueden actuar también de manera inversa. Por ejemplo, el aire ártico procedente del mar de Barents se dirige en invierno hacia el Sur, en dirección al golfo de Botnia, generalmente cuando existe una depresión sobre Rusia septentrional, dando lugar a temperaturas muy bajas en Suecia y Finlandia. La parte occidental de Noruega raras veces se ve afectada por este proceso, puesto que la ola de frío queda bloqueada al este de las montañas. En consecuencia, existe' un intenso gradiente climático a través de los montes Escandinavos durante los meses de invierno. Los Alpes constituyen un ejemplo bastante distinto de los efectos de la topografía en el clima. En efecto, los Alpes, junto con los Pirineos y los Balcanes, forman la barrera que separa la región de clima mediterráneo del resto de Europa. La penetración de masas de aire cálido al norte de estas barreras es relativamente poco frecuente y de escasa duración. Sin embargo, con -

determinadas configuraciones de presión, el aire procedente del Mediterráneo y del Norte de Italia se ve forzado a atravesar los Alpes, perdiendo su humedad a causa de la precipitación que origina en las laderas meridionales de dicha cordillera. El calentamiento adiabático seco en la parte septentrional de las montañas puede elevar 5 o 6°C la temperatura en los valles superiores del Aar, del Rin y del Inn. En Insbruck hay aproximadamente 40 días de viento Föhn al año, con un máximo en primavera, que pueden hacer que se funda rápidamente la nieve creando el riesgo de avalanchas. Cuando el flujo que atraviesa los Alpes tiene una componente Norte, pueden producirse Föhn en el Norte de Italia, aunque sus efectos son generalmente menos pronunciados. Un examen más detallado del clima de las zonas montañosas, con especial referencia a Gran Bretaña, nos servirá para ilustrar algunos de los diversos efectos de la altura. La precipitación anual media en las costas occidentales situadas a nivel del mar es aproximadamente de 114 cm, mientras que en los montes del Oeste de Escocia las medias del Distrito de los Lagos y las de Gales son superiores a los 380 cm anuales. La cantidad máxima de precipitación anual registrada en 1954 fue de 635 cm el Sprinkling Tarn, Cumberland, y 145 cm cayeron en un solo mes (octubre de 1909), justo al este de la cumbre del monte Snowdown. El número anual de días de lluvia (días con precipitación mínima de 0,25 mm) aumenta desde unos 165 días al Sudeste de Inglaterra y en la costa meridional hasta 230 días en el Noroeste de Gran Bretaña. La influencia de la altura en el aumento de la frecuencia de los días de lluvia es escasa en las montañas del Noroeste, por lo que la precipitación media por día de lluvia aumenta bruscamente desde 0,5 cm a nivel del mar en el Oeste y Noroeste hasta más de 1,3 cm en los Highlands occidentales en el Distrito de los Lagos y Snowdonia. Esto nos demuestra que, en estas zonas, la «precipitación orográfica» se debe principalmente a una intensificación de los procesos normales que desencadenan la precipitación y no a un proceso de tipo especial. Por consiguiente, resulta más apropiado reconocer que existe una componente orográfica de la precipitación, que hace que aumente la cantidad de lluvia asociada a las depresiones frontales y a las corrientes de aire inestable (véase cap. 2, 1.2). Incluso las colinas de escasa altura, como los Chilterns y South Downs, ocasionan un incremento de la precipitación; la cantidad de lluvia anual que reciben excede en 12 o 13 cm a la recibida por las tierras llanas que las rodean. De hecho, estudios realizados en Suecia con todo detalle demuestran que las colinas cubiertas de bosque que se elevan tan sólo de 30 a 50 m por encima de las llanuras circundantes pueden ocasionar que las cantidades de precipitación durante períodos de tiempo ciclónico se vean aumentadas de un 50 a 80 % en comparación con la recibida por término

medio por las zonas llanas inmediatas. Sin embargo, en la mayor parte de los países la red de estaciones que registran datos de lluvia es insuficiente para detectar estas variaciones de pequeña escala. El efecto protector de las zonas elevadas hace que los totales de precipitación anual en las laderas de sotavento de los vientos predominantes sean bajos. Así, por ejemplo, el valle inferior del Dee, situado a sotavento de las montañas del Norte de Gales, recibe menos de 75 cm de precipitación anual, valor muy bajo si se compara con los 250 cm que se registran como mínimo en Snowdonia. La complejidad de los diversos factores que afectan a la precipitación en Gran Bretaña aparece reflejada en el hecho de que existe una estrecha correlación entre los totales anuales registrados en el Noroeste de Escocia, los del Distrito del Lago y los del Oeste de Noruega, regiones que se ven afectadas directamente por las depresiones atlánticas. Al mismo tiempo, existe una relación inversa entre los totales anuales recibidos en los Highlands occidentales y en la tierra baja de Aberdeenshire, que dista de ellos menos de 240 km. La precipitación anual en esta zona está más estrechamente relacionada con la de aquélla que con la de las tierras bajas del Este de Inglaterra. En esencia, las islas Británicas constituyen dos unidades climáticas principales en lo que respecta a la precipitación: existe en primer lugar una zona «atlántica», con un máximo estacional en invierno, y en segundo lugar, los distritos centrales y orientales, que presentan grandes afinidades con el «continente», traducidas en la forma de un verano poco marcado en la mayoría de los años. En otras zonas, como por ejemplo, el Este de Irlanda y Escocia, el Nordeste de Inglaterra y la mayor parte de los condados del interior de Inglaterra y de la frontera de Gales, las lluvias son generalmente frecuentes en la segunda mitad del año. Las nevadas constituyen también una medida de los efectos de la altura en el clima. En las cercanías del nivel del mar, el número de días en que se registra precipitación en forma de nieve es aproximadamente de 5 en el Sudoeste de Inglaterra, 15 en el Sudeste y 35 en el Norte de Escocia. Entre 60 y 300 m esta frecuencia aumenta aproximadamente 1 día por cada 15 m de elevación e incluso con mayor rapidez en las zonas más altas. Las cifras aproximadas para Gran Bretaña son 60 días a 600 m y 90 días a 900 m. El número de mañanas en que aparece el suelo nevado (más de la mitad del suelo cubierto) está estrechamente relacionado con la temperatura media y, por consiguiente, con la altura. Las cifras medias oscilan entre 5 días por año o menos en el Sur de Inglaterra e Irlanda, hasta 30 y 50 días en los Peninos y más de 100 días en los montes Grampianos. En esta última zona (en los Cairngorms), así como en el Ben Nevis, existen varias zonas de nieves semipermanentes a unos 1160 m de altura,

y se estima que la línea teórica de la nieve por encima de la cual existe acumulación neta de nieve se encuentra en Escocia a 1620 m. La variación estacional de los gradientes en las zonas montañosas se mencionó ya en el capítulo 1, I. Existen también marcadas diferencias geográficas incluso en las islas Británicas. Una medida de estas variaciones la constituye la duración de la «época de crecimiento» de las plantas. Pueden emplearse los datos meteorológicos para determinar un índice de crecimiento máximo, contando el número de días en los que la temperatura media excede a un valor predeterminado (que es generalmente de 6°C). A lo largo de las costas del Sudoeste de Inglaterra, la «época de crecimiento», calculada por este método, es de casi 365 días al año, disminuyendo unos 9 días por cada 30 m de elevación, mientras que en el Norte de Inglaterra y Escocia disminuye sólo 5 días por cada 30 m de elevación desde 250-270 días a nivel del mar. En los climas continentales, este descenso con la altura puede incluso ser más gradual; así, por ejemplo, en Europa central y Nueva Inglaterra, es de aproximadamente 2 días por cada 30 m. B.

AMÉRICA DEL NORTE

El continente norteamericano tiene una extensión de casi sesenta grados de latitud, por lo que no es de extrañar que presente una gran diversidad de climas. A diferencia de Europa, su costa occidental está protegida por las cadenas montañosas del Pacífico, que se elevan hasta más de 2750 m y que interrumpen el paso de las depresiones de los vientos del Oeste de las latitudes medias, impidiendo que el mar ejerza su influjo tierra adentro. En el interior del continente no existen obstáculos importantes para el movimiento del aire, y la ausencia de barreras en dirección Este-Oeste permite que todas las masas de aire, desde las árticas hasta las del golfo de México, barran las tierras del interior, dando lugar a condiciones extremas de tiempo y clima. La influencia del mar en la parte oriental se ve limitada en gran manera por el hecho de que los vientos prevalentes son del Oeste, y el régimen de temperaturas es, por tanto, continental. Sin embargo, el golfo de México es una de las principales fuentes de humedad que ocasiona precipitaciones sobre toda la mitad oriental de Estados Unidos, por lo que los regímenes de lluvia son allí distintos de los que se encuentran en el Este de Asia. Consideraremos en primer lugar las principales características de la circulación atmosférica sobre este continente.

1. Sistemas de presión La principal característica del mapa de isóbaras de la troposfera media es la presencia de una intensa vaguada sobre la parte oriental de América del Norte, tanto en verano como en invierno (véase fig. 3.18). Existe una teoría que afirma que es ésta una vaguada de sotavento ocasionada por el efecto de las cordilleras occidentales en los vientos superiores del Oeste, pero es indudable que, por lo menos en invierno, uno de los factores principales del clima americano lo constituye la zona fuertemente baroclínica situada a lo largo de la costa oriental del continente. Como consecuencia de esta configuración, los ciclones tienden a moverse en dirección Sudeste sobre el Medio Oeste, arrastrando hacia el Sur el aire polar continental, mientras que en la costa atlántica la trayectoria de los ciclones sigue la dirección Nordeste. Es evidente que la configuración observada en determinados meses puede apartarse considerablemente de este modelo general y que estas desviaciones pueden influir de manera notable en el tiempo de diversos lugares del continente. De hecho, esta relación constituye la base de las predicciones mensuales que realiza la Oficina Meteorológica de Estados Unidos. Así por ejemplo, si la vaguada es más pronunciada de lo habitual, la temperatura puede ser considerablemente inferior a la media en en Centro, Sur y Este de Estados Unidos, mientras que, si la vaguada es débil, el flujo de aire del Oeste es más intenso, lo que se traduce en una menor probabilidad de irrupciones de las masas de aire polar. Algunas veces, la vaguada se traslada hacia la mitad occidental del continente invirtiendo la configuración normal del tiempo, puesto que la corriente de aire del Noroeste en altura puede hacer que el tiempo en el Oeste sea frío y seco, mientras que en el Este es templado, por la acción del flujo superior del Sudoeste. Las cantidades de precipitación dependen también de la trayectoria de las borrascas; si la vaguada superior se encuentra alejada hacia el Oeste, se forman delante de ella varias depresiones (véase cap. 4, E) en el Sur de la parte central de Estados Unidos, los cuales se dirigen hacia el Nordeste a través del bajo San Lorenzo, dando lugar a una precipitación mayor que la habitual en aquellas zonas y menor a lo largo de la costa atlántica. Las principales características del mapa isobárico de superficie correspondiente al mes de enero (véase fig. 3.23A) son la extensión del anticiclón subtropical (conocido con el nombre de anticiclón de la Gran Cuenca) sobre la parte sudoccidental de Estados Unidos, por una parte, y, por otra, el anticiclón polar separado del distrito de Mackenzie, en el Canadá. La presión media es baja tanto en la costa oriental como en la occidental de las altas latitudes medias, donde los manantiales oceánicos de calor

dan lugar indirectamente a las borrascas (medias) de Islandia y de las Aleutianas. Es interesante poner de relieve que, por término medio, diciembre es el mes del año en que la frecuencia de anticiclones en la región de la Gran Cuenca es la máxima de todo el hemisferio norte (para cualquier mes del año) mientras que en el golfo de Alaska es máximo el número de borrascas. Considerada en conjunto, la costa del Pacífico tiene una actividad ciclónica más frecuente en invierno, al igual que la región de los Grandes Lagos, mientras que en las Grandes Praderas el máximo se produce en primavera y comienzos del verano. Es importante señalar que la frecuencia de ciclogénesis en la Gran Cuenca es, durante el mes de junio, mayor que en cualquier otro lugar del hemisferio norte, en cualquier mes del año. En verano, el calentamiento sobre esta zona contribuye a mantener una célula de bajas presiones débil y casi permanente, que ofrece un marcado contraste con el casi continuo cinturón subtropical de altas presiones en la troposfera media (fig. 3.18). El calentamiento de los continentes contribuye también indirectamente a la división de la borrasca de Islandia, que forma un centro secundario sobre la parte nororiental del Canadá. La circulación en la costa occidental está dominada por el anticiclón del Pacífico, mientras que el sudoeste de Estados Unidos se ve afectado por el anticiclón subtropical del Atlántico. En términos generales podemos decir que existen en invierno sobre el continente tres trayectorias principales de las depresiones (véase figura 4.16). Uno de los grupos se mueve desde el Oeste siguiendo una trayectoria más o menos zonal, situada a 45°-50°N, mientras que otro se inclina hacia el Sur, cubriendo la parte central de Estados Unidos y dirigiéndose luego hacia el Nordeste en dirección a Nueva Inglaterra y el golfo de San Lorenzo. Algunas de estas borrascas se originan sobre el Pacífico, atraviesan las cordilleras que bordean la costa occidental en forma de vaguada de las capas superiores y vuelven a desarrollarse en las laderas de sotavento de dichas montañas. Alberta es una zona notable por sufrir las influencias de este proceso, así como también por su ciclo-génesis primaria, puesto que la zona ártica se encuentra en invierno sobre la parte Noroeste del Canadá. Esta zona frontal lleva consigo aire mA muy modificado, procedente del golfo de Alaska, y también aire frío y seco cA (o cP). Las borrascas pertenecientes al tercer grupo se forman a lo largo de la zona frontal polar principal, que se encuentra en invierno sobre el océano a la altura de la costa oriental de Estados Unidos, y se mueven en dirección Nordeste hacia Terranova. Algunas veces esta zona frontal se encuentra sobre el continente a unos 35°N y está constituida por aire mT procedente del golfo de México y aire cP procedente del Norte, o bien por aire mP modificado, procedente del Pacífico. Las borrascas frontales polares que se forman sobre el Colorado se -

Fig. 5.8 Ejemplo sinóptico de las depresiones asociadas a las zonas trifrontales en América del Norte correspondiente al 29 de mayo de 1963 (basado en mapas del Edmonton Analysis Office y del Daily Weather Report).

mueven en dirección Nordeste hacia los Grandes Lagos y las que se desarrollan sobre Texas siguen una trayectoria más o menos paralela a la anterior, aunque algo desplazada al Sur y al Este, hacia Nueva Inglaterra. Entre el frente ártico y el polar, los meteorólogos canadienses distinguen una tercera zona frontal. Esta zona frontal marítima (ártica) está presente cuando se interaccionan masas de aire mA y mP (o mPc y mPw), a lo largo de su límite común. Este modelo trifrontal (es decir, en el que intervienen cuatro masas de aire) permite realizar un análisis detallado de la estructura baroclínica de las depresiones sobre el continente americano utilizando mapas del tiempo sinópticos y cortes verticales de la atmósfera. La figura 5.8 ilustra las tres zonas frontales y las depresiones

Fig. 5.9 Regiones de América del Norte situadas al este de las Montañas Rocosas y dominadas por diversos tipos de masas de aire en el mes de julio, durante más del 50 % y el 75 % del tiempo (según Bryson, 1966). Las líneas de frecuencia del 50 % corresponden a las posiciones frontales medias.

a ellas asociadas para el día 29 de mayo de 1963. Siguiendo el meridiano de 95°0, desde 60°N a 40°N, las temperaturas del punto de rocío registradas en las cuatro masas de aire fueron: — S°C, 1°C, 4°C y 13°C;, En verano, las depresiones de la costa oriental son menos frecuentes y las trayectorias que recorren sobre el continente están algo desviadas

hacia el Norte. Las principales se mueven sobre la bahía de Hudson y el Labrador-Ungava o siguiendo el curso del río San Lorenzo. Están asociadas principalmente a una zona frontal marítima no muy bien definida. La zona frontal ártica se encuentra situada generalmente a lo largo de la costa de Alaska, donde existe un fuerte gradiente de temperatura entre la tierra desnuda y el frío Océano Glacial Ártico y el casquete de hielo. Más hacia el Este, la situación del frente varía considerablemente de un día para otro y a lo largo de distintos años. A grandes rasgos, puede decirse que se encuentra generalmente en las proximidades de Keewatin septentrional y el estrecho de Hudson, aunque un estudio de las temperaturas de la masa de aire y de las regiones de confluencia de las corrientes sugiere que en julio se encuentra sobre Keewatin, más hacia el Sur, una zona frontal ártica, cuya posición media (fig. 5.9) está íntimamente relacionada con el límite de los bosques y tundras boreales. Es indudable que esta dependencia refleja la importancia del dominio de la masa de aire ártica para las temperaturas estivales y por tanto para las posibilidades de crecimiento de los árboles, pero es necesaria una investigación más detallada para determinar con precisión la naturaleza de las relaciones entre los sistemas atmosféricos y los límites de crecimiento de la vegetación. Al igual que en Europa, se observan en América del Norte algunas singularidades de la circulación (cap. 5, A.4). Entre ellas, han despertado considerable interés por su importancia las tres siguientes: (I) el comienzo de la primavera a finales de marzo; (II) el salto estival de las altas presiones a finales de junio, y (III) el verano indio a finales de septiembre (y finales de octubre). La llegada de la primavera está marcada por diferentes respuestas climáticas en diversas partes del continente. Así por ejemplo, en California, la precipitación desciende bruscamente de marzo a abril, a causa de la extensión del anticiclón del Pacífico, mientras que en el Oeste medio aumenta (fig. 5.10A), como consecuencia de una ciclogénesis más frecuente en Alberta y Colorado y la expansión hacia el norte y sobre el medio oeste del aire tropical marítimo procedente del Golfo de México. Estos cambios corresponden a un reajuste hemisférico de la circulación, puesto que a comienzos de abril, la borrasca de las Aleutianas, que entre septiembre y mayo está situada aproximadamente a 55°N y 165°W, se divide en dos, con un centro sobre el Golfo de Alaska y otro sobre Manchuria septentrional. Esto representa un descenso del índice zonal (capítulo 3, F.2). A finales de junio se produce un rápido desplazamiento hacia el norte de los anticiclones subtropicales del hemisferio septentrional. En América del Norte, este desplazamiento desvía hacia el Norte el curso de las

2.

Fig. 5.10 Variaciones de la precipitación entre marzo y abril (izquierda) y entre junio y julio (derecha), en tanto por ciento del total anual medio, correspondientes a la parte central y occidental de los Estados Unidos (según Bryson y Larkey, 1958).

borrascas y en consecuencia, en las Grandes Praderas septentrionales, parte de Idaho y este de Oregon, la precipitación de julio es considerablemente inferior a la de junio (fig. 5.10 B). Inversamente, el flujo anticiclónico del sudoeste, que afecta a Arizona en junio, es reemplazado por aire procedente del Golfo de California y se producen en consecuencia las lluvias de verano (fig. 5.10) (véase cap. 5, D.2). Bryson y Lahey han sugerido la posibilidad de que estos cambios en la circulación que tienen lugar a finales de junio estén relacionados con la desaparición de la capa de nieve en la tundra ártica. En efecto, cuando se funde la nieve, el albedo de la superficie desciende bruscamente de un 75 % a un 15 %, con los consiguientes cambios en las componentes del balance calorífico y por tanto en la circulación atmosférica. La actividad de los frentes hace que la primera mitad de septiembre sea un período de lluvias en la parte septentrional de los estados del oeste medio de Iowa, Minnesota y Wisconsin, pero después del vigésimo día del mes vuelven de nuevo los anticiclones y el flujo de aire cálido procedente del seco sudoeste origina buen tiempo (el llamado verano indio). Significativamente, el valor del índice zonal hemisférico aumenta a finales de septiembre. Este tiempo de carácter anticiclónico tiene una segunda fase en la última mitad de octubre, pero entonces tienen lugar irrupciones de aire polar. El tiempo es generalmente frío y seco, aunque si se producen precipitaciones, existe una probabilidad alta de que sean en forma de nieve.

Clima templado de la costa y la cordillera occidentales

La circulación oceánica del Pacífico septentrional guarda una estrecha semejanza con la del Atlántico Norte. La corriente de Kuro-Sivo que se origina en el Japón es impelida por los vientos del Oeste hacia la costa occidental de América del Norte, donde actúa como una corriente cálida entre los 40° y los 60°N. Sin embargo, las temperaturas de la superficie del mar son algo inferiores a las de las correspondientes latitudes de Europa occidental, debido a que la cantidad de agua es menor. También en contraste con lo que ocurre en el mar de Noruega, la forma de la línea de la costa de Alaska impide la extensión de la corriente hacia latitudes más altas (véase fig. 3.36). Las cordilleras que bordean la costa del Pacífico restringen altamente la influencia del océano tierra adentro, por lo que no existen en América extensas zonas de clima marítimo templado, como encontramos al Oeste de Europa. Las principales características de este clima se asemejan a las de las montañas costeras de Noruega y a las de Nueva Zelanda y del Sur de Chile, situadas en el cinturón de los vientos del Oeste del hemisferio sur. Los factores topográficos hacen que el tiempo y el clima de dichas zonas sean altamente variables en distancias relativamente cortas, tanto en sentido vertical como horizontal, por lo que sólo merecen destacarse algunas particularidades de los mismos. De manera bastante regular las lluvias son más intensas en las laderas de barlovento y menos intensas en las de sotavento de la cordillera que se extiende de Noroeste a Sudeste de la costa; hacia el interior, las lluvias disminuyen también de manera bastante regular. La Cadena Costera de la Columbia Británica recibe precipitaciones cuyos totales medios anuales son superiores 3 250 cm, pudiendo alcanzar hasta 500 cm en las zonas más húmedas, en contraste con la cumbre de las montañas Rocosas, en las que la precipitación es de 125 cm o menos, aunque en la parte de sotavento de la isla de Vancouver la cantidad media recibida en Victoria es tan sólo de 70 cm. En analogía con el régimen oceánico de los vientos del Oeste del Noroeste de Europa, existe un máximo de precipitación en invierno a lo largo del litoral, que se extiende también hasta la sierra de las Cascadas (en Washington) y la Cadena Costera (en Columbia Británica), aunque los veranos son secos debido al fuerte anticiclón del Pacífico septentrional. El régimen pluviométrico en el interior de la Columbia Británica es intermedio entre el de la región costera y el de la parte central de América del Norte, donde existe un claro máximo en verano (fig. 5.11), aunque en Kamloops, en el valle de Thompson (precipitación media anual igual a 25 cm), puede apreciarse un ligero máximo estival, asociado a precipitaciones de tipo tormentoso. En general, los -

2900 m en la parte este de la Cadena Costera. En el interior esta elevación aumenta desde 2300 m en las laderas occidentales de las montañas de Columbia hasta 3100 en la cara oriental de las montañas Rocosas. Esta tendencia refleja la distribución de lluvias a que nos hemos referido anteriormente. Debemos mencionar finalmente las grandes variaciones diurnas que afectan a los valles de estas cordilleras. Los fuertes cambios de temperatura (especialmente en verano) y de la dirección del viento que tienen lugar de un día a otro son típicos de los climas de montaña y su efecto se superpone al de las características climáticas generales de esta zona. El drenaje de aire frío da lugar a mínimas considerablemente bajas en los valles y cuencas de las montañas. Así por ejemplo, en Princeton (Columbia Británica, altura 695 m), donde la mínima diaria media es en enero de — 14°C, se ha registrado una mínima absoluta de — 45°C. En algunos casos, esto produce una inversión del gradiente: Golden, en las montañas Rocosas, tiene una media en enero de — 12°C, mientras que en Glacier (1248 m), situado 460 m por encima, la media es de — 10°C. 3. Interior y parte oriental de América del Norte

FIG. 5.11

Gráficos de precipitación correspondientes a estaciones situadas en el Canadá occidental. Las porciones rayadas indican precipitación en forma de nieve, expresada en equivalente en agua.

valles protegidos del interior registran una precipitación anual inferior a 50 cm, y en los años más secos algunas localidades han recogido tan sólo 15 cm. Por encima de los 1000 m, gran parte de la precipitación tiene lugar en forma de nieve (fig. 5.11) y en la Columbia Británica, Washington y Oregon se han registrado algunos de los máximos mundiales de espesor de la nieve. Así por ejemplo, la precipitación recogida en la cordillera de la Cascada, a una altura de aproximadamente 1500 metros, oscila entre 1000 y 1500 cm, e incluso en zonas tan interiores como los Montes Selkirk los totales son considerables. En Glacier (Columbia Británica, altura 1200 m), la precipitación media en forma de nieve es de 990 cm, representando esta cifra casi el 70 % de la precipitación anual (figura 5.11). En cambio, cerca del nivel del mar en la costa exterior, se producen muy pocas precipitaciones en forma de nieve (por ejemplo, en Estevan Point). Se estima que la línea climática de nieve se eleva desde unos 1600 m en la parte occidental de la isla de Vancouver hasta

La parte central de América del Norte posee el clima típico del interior de los continentes de las latitudes medias, con veranos calurosos e inviernos fríos (véase fig. 5.13), aunque el tiempo está sujeto en invierno a una considerable variabilidad. Este hecho se debe al intenso gradiente de temperatura existente entre el golfo de México y las llanuras cubiertas de nieve del Norte, así como también a derivas de las configuraciones de ondas superiores y las corrientes en chorro de las capas superiores de la atmósfera. La actividad ciclónica es en invierno mucho más pronunciada sobre la parte central y oriental de América del Norte que en Asia, que aparece dominada por el anticiclón de Siberia (véase fig. 4.16), por lo que no existe en aquélla ningún tipo climático con un mínimo de precipitación en invierno. El régimen general de temperaturas en invierno y en verano aparece ilustrado en la figura 5.12, que representa la frecuencia con que las lecturas de la temperatura realizadas a intervalos de una hora sobrepasan o no alcanzan ciertos límites. Las dos características principales de estos cuatro mapas son: a) el predominio de un gradiente de temperatura dirigido hacia el Sur, lejos de las costas, y b) la continentalidad de las zonas interior y oriental, en comparación con el carácter fuertemente «marítimo» de la costa occidental. En los mapas correspondientes al mes de julio resultan evidentes otras influencias, a las que nos referiremos más adelante.

a. Influencias del continente y del océano. La costa de Labrador se encuentra bañada por las aguas de una corriente fría, análoga a la de Oya Sivo de Asia oriental, pero, tanto en un caso como en otro, los vientos del Oeste limitan toda su posible influencia en el clima. La corriente de Labrador transporta bloques de hielo, que alcanzan las costas de Labrador y Terranova y que perduran hasta el mes de junio, y da temperaturas veraniegas muy bajas a lo largo de la costa de Labrador (fig. 5.12 C). Sin embargo, el número de veces que se registran temperaturas por debajo de cero en esta zona durante el mes de enero es menor del que cabría esperar, pero esto se debe a. la llegada de algunas depresiones al estrecho de Davis, que transportan hacia el Norte aire atlántico. La corriente de Labrador interviene principalmente en la formación de Nieblas. En las proximidades de la costa de Terranova, allí donde se encuentran la corriente del Golfo y la del Labrador, son frecuentes las nieblas de advección en los meses comprendidos entre mayo y agosto. El aire cálido y húmedo procedente del Sur se enfría rápidamente sobre las aguas frías de la corriente de Labrador y, si soplan vientos ligeros y estacionarios, estas nieblas pueden persistir durante varios días, haciendo muy difícil la navegación. Las costas orientadas al Sur se ven especialmente afectadas por esta clase de nieblas; así, por ejemplo, en el cabo Race (Terranova), hay por término medio 158 días al año con niebla (visibilidad inferior a 1 km) en algunas horas del día. Estas nieblas son mucho más frecuentes en verano, como lo indican las cifras correspondientes a cabo Race; para determinados meses del año: mayo -18 (días), junio-18, julio-24, agosto-21 y septiembre-15. La influencia del océano en la costa atlántica de los Estados Unidos es muy escasa y aunque las temperaturas mínimas son algo más suaves en las estaciones costeras, este hecho apenas si se evidencia en los mapas generalizados, tal como el que aparece en la figura 5.12. Algo más significativo es lo que ocurre en las proximidades de la bahía de Hudson y de los Grandes Lagos. Durante el verano, la bahía de Hudson permanece muy fría, con temperaturas entre 7 y 9°C aproximadamente, y esto hace que disminuyan también las temperaturas en sus orillas, especialmente en la oriental (figs. 5,12 C y D). Por ejemplo, las medias correspondientes a julio son 12°C en Churchill (59° N) y 8°C en Port Harrison (58° N), situadas respectivamente en las orillas occidental y oriental, valores bajos comparados con los 13°C que se registran en Aklavik (68° N), situada en el delta del Mackenzie. La influencia de la bahía de Hudson resulta aún más sorprendente a comienzos de invierno, cuando la tierra está cubierta de nieve. Las corrientes de aire que, procedentes del Oeste, atraviesan durante el mes de noviembre estas aguas, sufren un calentamiento de unos 11°C aproximadamente, cargándose al

FIG. 5.13 La continentalidad en América del Norte según el índice de Conrad (modificado según Trewartha, 1961).

mismo tiempo de humedad, lo que ocasiona abundante precipitación en forma de nieve en la parte occidental de Ungava (véase el gráfico correspondiente a Port Harrison, fig. 5.16). A principios de enero, la bahía se encuentra helada casi en su totalidad, por lo que no se evidencian sus efectos. Los Grandes Lagos tienen una influencia muy similar a la descrita sobre las tierras que los rodean. Son notables las fuertes nevadas que registran en invierno en sus orillas oriental y meridional. Además de contribuir a aumentar la humedad de las corrientes de aire frío cA y cP procedentes del Noroeste, el agua de los lagos constituye a comienzos del invierno una fuente de calor, que produce una vaguada de bajas presiones, siendo la convergencia que ésta origina la causa del incremento de las nevadas. Existe todavía un factor adicional, que es la convergencia ocasionada por el rozamiento y el ascenso orográfico del aire en la orilla. La precipitación media que anualmente se registra en forma de nieve es superior a 250 cm en gran parte de las orillas orientales del

lago Hurón y de la bahía Georgian, las orillas sudorientales del lago Ontario y en la nororiental del lago Superior, así como también en la orilla meridional de este lago en la zona situada al este 90° 30' O. Se han llegado a recoger cantidades tales como 114 cm en un solo día en Watertown, Nueva York, y 894 cm durante todo el invierno de 1946-47 en las proximidades de Bennetts Bridge, situadas ambas en el borde oriental del lago Ontario. Es muy frecuente que en las ciudades situadas dentro de este cinturón de intensas nevadas, el transporte se vea interrumpido completamente durante las tormentas fuertes. Los Grandes Lagos ejercen también un importante efecto moderador durante los meses de invierno, haciendo que, en las localidades situadas a sus orillas, las temperaturas diarias mínimas sean de 2° a 4° más elevadas que las de las localidades del interior. A mediados de diciembre los 60 m superiores del lago Erie tienen una temperatura uniforme de 5°C. En la figura 5.13 puede apreciarse la variación estacional de la temperatura; se representa en ella la continentalidad (fc), basándose en la fórmula de Conrad:

donde A representa la oscilación anual de temperaturas en grados centígrados y φ es la latitud. Los resultados obtenidos con esta fórmula en las latitudes medias y altas son comparables a los obtenidos con el método de Gorczynski (véase cap. 5, A.2); en cualquiera de estas dos expresiones empíricas, tan sólo la magnitud relativa de k resulta de interés para nosotros. Los valores más elevados corresponden a una franja situada a lo largo del meridiano de 100° O y a algunos centros subsidiarios de la meseta de los Lagos, situada en el centro de Labrador-Ungava y de las altas mesetas de Colorado y Utah. El carácter «marítimo» de la costa del Pacífico es más acusado, aunque su influencia penetre poco tierra adentro, mientras que en la costa oriental la continentalidad es relativamente alta. En el mapa citado se ilustran también los efectos moderadores de los Grandes Lagos. b. Períodos cálidos y fríos. Existen dos tipos de situaciones sinópticas que revisten singular importancia por sus efectos sobre la temperatura en el interior de América del Norte. Una es la «ola de frío» ocasionada por la irrupción de aire cP procedente del Norte, que en invierno penetra regularmente en el interior de la parte central y oriental de Estados Unidos afectando ocasionalmente incluso a la costa del golfo de México (fig. 5.11 A), con el consiguiente perjuicio de las cosechas sensibles a las

Fio. 5.14 Temperaturas medias y extremas registradas en Medicine Hat, Alberto.

heladas. Las olas de frío se definen arbitrariamente como un descenso de temperatura de por lo menos 11°C en 24 horas en gran parte de Estados Unidos (9°C en California, Florida y la costa del golfo de México), hasta un límite que se determina según la estación y situación. El criterio para invierno oscila entre 0°C en California, Florida y la costa del golfo de México y -18°C sobre las Grandes Llanuras septentrionales y los Estados del nordeste. Las olas de frío se producen normalmente durante el proceso de formación de un anticiclón cuyo eje mayor está orientado de norte a sur en la parte posterior de un frente frío. El aire polar da lugar

a un tiempo claro y seco con vientos fuertes y fríos, aunque si éstos siguen a una nevada, pueden levantar la fina nieve en polvo, ocasionándose ventiscas, que son bastante frecuentes en las llanuras septentrionales. Otro tipo de cambio brusco de temperatura es el asociado a los vientos «chinook», que se originan en las laderas de sotavento de las montañas Rocosas (véase cap. 3, C.2). El chinook es particularmente cálido y seco, ya que el aire procedente del Pacífico, una vez perdida su humedad al atravesar las montañas, desciende la vertiente oriental y se calienta según el gradiente adiabático seco. El chinook da lugar a temperaturas bastante superiores a las normales, por lo que es frecuente que se funda rápidamente la nieve. De hecho, «chinook» es una palabra india que significa «comedor de nieve». Se han observado alzas en la temperatura de hasta 22°C en cinco minutos. Estos períodos cálidos aparecen reflejados en las máximas invernales, que son extremadamente altas, como ocurre, por ejemplo, en Medicine Hat (fig. 5.14). En Canadá puede observarse el efecto del chinook hasta en la parte sudoccidental de Saskatchewan, situado a considerable distancia de las montañas Rocosas, pero en Colorado su influencia se deja sentir raramente más allá de 50 km de las primeras estribaciones de la cordillera. Aún no se ha establecido ninguna definición adecuada del chinook, pero, utilizando un criterio arbitrario de días de invierno con una temperatura máxima de por lo menos 4,4°C, R. W. Longley ha demostrado que en la zona de Lethbridge se producen Chinook el 40 % de los días durante los meses de diciembre, enero y febrero. Sin embargo, puesto que el fenómeno se produce como consecuencia de un determinado tipo de flujo de aire, es evidente que en futuras definiciones deberían considerarse ciertas características del viento. Las condiciones que dan origen al chinook se desarrollan generalmente en una corriente de aire del Pacífico que está reemplazando a un anticiclón de invierno sobre las altas llanuras occidentales. Algunas veces el chinook descendente no consigue desalojar al aire frío cP del anticiclón y se forma una marcada inversión, pero en otros casos el límite que separa las dos masas de aire puede llegar al suelo en algunos lugares y, por ejemplo, los suburbios occidentales de Calgary pueden registrar temperaturas superiores a los 0°C, mientras que los orientales están a menos de -15°C. c. Precipitación y balance de vapor de agua. En la distribución de precipitación anual puede apreciarse el efecto de la longitud geográfica, aunque también es considerable la influencia de la topografía. La isoyeta de 51 cm de precipitación anual en Estados Unidos sigue aproximadamente la línea del meridiano de 100° O (fig. 5.15), y al oeste de las

FIG. 5.15 Precipitación anual media (en pulgadas) en América del Norte (según Brooks y Connor, Kendrew y Thomas).

montañas Rocosas se encuentra un extenso cinturón de zonas secas. En el Sudoeste los totales de precipitación exceden de 127 cm, y 100 cm o más corresponden a puntos de la costa atlántica tan alejados como New Brunswick y Terranova. La mayor parte de la precipitación que recibe América del Norte

Fig. 5.16 Regímenes de precipitación en América del Norte. Los histogramas indican la precipitación mensual media y corresponden a los meses de enero, junio y diciembre (en parte, según Trewartha, 1961).

proviene de los manantiales del Océano Pacífico y el golfo de México. El primero no nos interesa ahora, puesto que, al parecer, no es excesiva su influencia en la precipitación en el interior del continente. El manantial del golfo de México desempeña un papel muy importante en la precipitación que se recoge en la parte central y oriental de América del Norte, pero, debido al predominio de los vientos del Sudoeste, las lluvias son escasas en las Grandes Llanuras del Oeste (fig. 5.16). En la parte sudoriental de Estados Unidos tiene lugar una considerable evapotranspiración, hecho que contribuye a que las cantidades totales recogidas anualmente sean moderadas al norte y al este del golfo de México, al mismo tiempo que aumenta el contenido de vapor de agua de la atmósfera. A lo largo de la costa oriental el océano Atlántico constituye una fuente adicional de humedad, especialmente significativa para la precipitación invernal. En América del Norte podemos distinguir por lo menos ocho tipos principales de regímenes de precipitación estacional (fig. 5.16); se han mencionado ya el tipo de máxima invernal de la costa occidental y el tipo de transición de la región situada entre montañas en las latitudes medias; en el próximo capítulo se estudiarán los tipos de precipitación

correspondientes a la zona subtropical. Al este de las montañas Rocosas podemos distinguir cuatro tipos principales de regímenes de las latitudes medias: a) En gran parte del interior del continente (por ejemplo, en Rapid City) se encuentra un máximo en la estación cálida. En un extenso cinturón comprendido entre Nuevo México y las Praderas, más del 40 % de la precipitación se recoge durante los meses de verano. En Nuevo México, la lluvia es debida principalmente a las tormentas de finales de verano, pero en las Grandes Llanuras del Centro y del Norte, la época más húmeda del año corresponde a los meses de mayo y junio, debido a la mayor actividad ciclónica que se registra en esta época. Los inviernos son bastante secos sobre las Llanuras, pero es interesante el mecanismo de las fuertes nevadas que se registran ocasionalmente: se producen en las Llanuras del noroeste cuando una corriente de aire del Este asciende una ladera, generalmente en un surco de altas presiones. Más al Norte, en el Canadá, el máximo se produce generalmente a finales de verano o en otoño, cuando las depresiones recorren la parte superior de las latitudes medias. En las orillas orientales de la bahía de Hudson (por ejemplo, en Port Harrison), existe un máximo local en otoño, debido al efecto del mar abierto. β) Al este y al sur de esta primera zona se encuentra un máximo doble en mayo y septiembre. En la región del Misisipí superior (por ejemplo, en Columbia) existe un mínimo secundario que, de manera paradójica, corresponde a los meses de julio y agosto, cuando el aire es especialmente cálido y húmedo; en la parte septentrional de Texas (por ejemplo, en Abilene) el curso es semejante al anterior. Al parecer, la actividad tormentosa es menos pronunciada a mediados de verano, debido a la existencia de un surco de altas presiones en los altos niveles de la atmósfera del valle del Misisipí; desde este surco se extiende hacia el Sur, en dirección a Texas, una lengua de aire seco subsidente. En septiembre vuelve a reemprenderse la actividad ciclónica, hecho que, asociado con la deriva estacional hacia el Sur del frente polar, en un momento en que el aire mT procedente del golfo de México es aún cálido y húmedo, ocasiona una renovación de la precipitación. Sin embargo, como consecuencia de lo anterior, el interior del continente se ve afectado por corrientes de aire más seco procedentes del Oeste a medida que el flujo general del aire se hace más zonal. Los casos de precipitación diurna en la parte central de Estados Unidos son bastante insólitos para el interior del continente. El sesenta por ciento o más de la precipitación estival en Kansas, Nebraska e Iowa tiene lugar en forma de aguaceros entre las 18.00 y las 06.00 horas. Se ha sugerido que la precipitación y tormentas nocturnas son producidas

Fig. 5.17 Balances de vapor de agua en Berkeley, California, y Halifax, Nueva Escocia (según Thornthwaite y Mather, 1955, y Putnam y otros, 1957).

por una lenta circulación a gran escala sobre las llanuras del Este de las montañas Rocosas, con una cierta tendencia hacia la divergencia en niveles bajos y subsidencia durante el día y convergencia y elevación durante la noche. Se ha propuesto también un concepto relacionado con lo anterior, como consecuencia del descubrimiento de «chorros» nocturnos del Oeste a tan sólo 500 o 1000 metros a lo largo de los 100° O. Probablemente estos vientos proporcionan la humedad y convergencia a bajo nivel necesarios. Su aparición está al parecer relacionada con una capa de inversión nocturna a gran escala sobre las montañas. γ) Al este del Misisipí superior, en el valle de Ohio y al sur de los lagos inferiores, se encuentra un régimen de transición entre el anterior y el correspondiente a la costa oriental. La precipitación es razonablemente abundante en todas las estaciones, pero todavía puede apreciarse un máximo en verano (por ejemplo, en Dayton). δ) En la parte oriental de América del Norte (Nueva Inglaterra, las Provincias Marítimas, Quebec y la parte sudorienta del lago Ontario), la precipitación está repartida a lo largo de todo el año de manera -

bastante regular (por ejemplo, en Blue Hill). En Nueva Escocia y en las proximidades de la bahía de Georgia se produce un máximo en invierno, debido, en el último caso, a la influencia del mar abierto. En las Provincias Marítimas, este máximo está relacionado con las trayectorias de las borrascas en otoño e invierno. Resulta interesante comparar el régimen de precipitación de la parte oriental de América del Norte con el de la parte oriental de Asia. Allí el anticiclón de Siberia excluye toda posibilidad de precipitación ciclónica durante el invierno, mientras que en los meses de verano sé dejan sentir las influencias de los monzones. La distribución de la precipitación a lo largo de las diversas estaciones del año resulta de vital interés por lo que se refiere a la agricultura. La lluvia que cae en verano, por ejemplo, cuando las pérdidas por evaporación son elevadas, resulta menos efectiva que la misma cantidad caída en invierno. La figura 5.17 ilustra el efecto de los distintos regímenes en términos del balance de vapor de agua, calculado según el método de Thornthwaite. En Halifax (Nueva Escocia) la humedad almacenada en el suelo es suficiente para mantener la evaporación al máximo (es decir, evaporación verdadera = evaporación potencial), mientras que en Berkeley (California) se ha calculado que existe un déficit de humedad de aproximadamente 5 cm en agosto. Esto constituye una guía para saber la cantidad de agua .que debe utilizarse para regar las cosechas, aunque en los regímenes secos, el método de Thornthwaite subestima generalmente el déficit real de humedad. En el método desarrollado por Thornthwaite, la evaporación potencial (PE) mensual media se calcula a partir de unas tablas basadas en una complicada ecuación que relaciona el PE con la temperatura del aire. Esto constituye solamente una guía general para calcular el verdadero PE, debido a los distintos factores que influyen en la evaporación (véase cap. 2, A), pero en las latitudes templadas se obtienen resultados razonablemente satisfactorios. Determinando el exceso y el déficit de humedad anual a partir de gráficos semejantes al que aparece en la figura 5.17, o a partir de una «hoja de balance» mensual, Thornthwaite obtuvo un índice de aridez y humedad. El índice de humedad es igual a 100 X exceso de agua/PE, y el índice de aridez es igual a 100 X déficit de agua/PE; generalmente, se produce un exceso en una estación y un déficit en la otra. Estas dos cantidades pueden combinarse en un índice de humedad único (Im):

Se da menos importancia al déficit porque el exceso se conserva en el suelo, mientras que cualquier déficit significa que el verdadero valor de la evaporación es inferior al valor potencial. El índice de humedad se utiliza para definir los siguientes tipos climáticos (véase también el apéndice 1.B): lm > 100 de 20 a 100

Clima Perhúmedo Húmedo

de 0 a 20 de -20 a 0 de -40 a -20 < -40

Subhúmedo húmedo Subhúmedo seco Semiárido Árido

Símbolo A B (con 4 subdivisiones) C,

C, D E

La figura 5.18 ilustra la distribución de estas regiones de humedad en Estados Unidos. La línea de cero que separa los climas húmedos del Este de los climas secos del Oeste (sin contar la costa occidental) sigue casi exactamente el meridiano de 96°. Las principales zonas de humedad se encuentran a lo largo de los montes Apalaches, en el Nordeste y a lo largo de la costa del Pacífico, mientras que la zona árida más extensa se encuentra en el Sudoeste. En el apartado D.2 de este mismo capítulo se estudian algunos aspectos de la climatología de esta zona árida. C.

LAS REGIONES SUBPOLARES

Las diferencias que se observan entre los climas de las latitudes medias correspondientes a distintas longitudes persisten incluso dentro de los casquetes polares, en los que encontramos subtipos de climas marítimos y continentales modificados por la elevada radiación de los meses de invierno y verano. Por ejemplo, la cantidad de insolación recibida a lo largo de la costa ártica en Siberia es superior en virtud de la larga duración del día, a la recibida en las latitudes medias. El tipo marítimo se encuentra en las costas de Alaska, Islandia y Noruega septentrional y en las zonas colindantes de Rusia. Los inviernos son fríos y tormentosos, con días muy cortos. Los veranos son nubosos, pero con temperaturas medias suaves, de unos 10°C. Por ejemplo, Vardϕ, en el Norte de Noruega (70° N, 31° E) registra temperaturas mensuales medias de —6°C en enero y de 90°C en julio, mientras que Anchorage, en Alaska (61° N, 150° O), registra — 11°C y 14°C, respectivamente. La precipitación anual

está comprendida generalmente entre 60 y 125 cm, con un máximo en la estación fría y aproximadamente unos seis meses de nieve. El tiempo aparece controlado principalmente por las depresiones, que en verano están débilmente desarrolladas. En invierno, la zona de Alaska se encuentra situada al norte de las trayectorias de las principales depresiones y dominan en ella los frentes ocluidos y las vaguadas en altura (trowals), mientras que la parte septentrional de Noruega se ve afectada por las borrascas frontales que se mueven en dirección al mar de Barents. Islandia es similar a Alaska, aunque a menudo las depresiones se mueven con lentitud sobre esta zona y se ocluyen; existen también otras, que se dirigen hacia el nordeste a lo largo del estrecho de Dinamarca, produciendo un tiempo templado y lluvioso. Los climas fríos y continentales del interior dan lugar a inviernos mucho más rigurosos, aunque con precipitaciones menores. En Yellow-knife (62° N, 114° O), por ejemplo, la temperatura medía del mes de enero es tan sólo de — 28 °C. En estas regiones el permafrost (suelo permanentemente helado) se encuentra muy extendido, alcanzando frecuentemente grandes profundidades. En verano sólo se deshielan algunos centímetros de la parte superior y, puesto que el agua no puede ser eliminada inmediatamente, la «capa activa» permanece a menudo empapada. Aunque pueden producirse heladas en cualquier mes, los largos días de verano generalmente dan 3 meses con temperaturas normalmente superiores a los 10°C, y en diversas estaciones se registran máximas extremas de 32°C o más (fig. 5.12 D). Sin embargo, los Barren Grounds de Keewatin son mucho más fríos en verano, debido a la gran extensión de lagos y muskeg, y tan sólo durante el mes de julio se registran temperaturas diarias medias de 10°C. AI este de esta zona se encuentra la región de Labrador-Ungava, cuyo clima es bastante similar, con abundante capa de nubes en verano y precipitación máxima en junio-septiembre (fig. 5.19). En invierno se alternan períodos de altas presiones muy fríos y secos con otros de tiempo cubierto, con abundantes nevadas, que coinciden con el movimiento de las depresiones hacia el Este u ocasionalmente hacia el Norte. A pesar de las bajas temperaturas medias de invierno, ha habido ocasiones en que las máximas han sobrepasado los 4°C durante incursiones de aire marítimo procedente del Atlántico. En la parte occidental de Siberia, de clima altamente continental con excepción de la península de Kamchatka, no se encuentran estas variaciones; en su extremo nororiental se encuentra situado el «polo frío» del hemisferio norte (véase fig. 1.14). Verkhoyansk y Oimyakon tienen una temperatura media en enero de —50°C y en ambos lugares se ha registrado una mínima absoluta de — 67,7°C.

FIG. 5.19 Selección de datos climatológicos correspondientes al Laboratorio de Investigación Subártica McGill, Schefferville, 1955-62 (datos de J. B. Shaw y D. G. Tout). Las porciones rayadas representan precipitación en forma de nieve, expresada en equivalente en agua.

D.

LAS REGIONES SUBTROPICALES

1. El Mediterráneo El clima característico de la costa occidental de la región subtropical es el mediterráneo, con veranos cálidos y secos e inviernos suaves y relativamente húmedos. Es éste un tipo de clima intermedio entre el marítimo templado y el del desierto subtropical, aunque el clima mediterráneo resulta, en cierto aspecto, de transición, ya que está controlado

Fig. 5.20 Distribución de presión en la superficie, vientos y precipitación correspondiente al Mediterráneo y África septentrional durante enero y julio. Se indican también las posiciones medias de las Corrientes en Chorro Subtropical y del Este, así como también los frentes Intertropical (¡TF) y Mediterráneo (MF) (en parte según «Tiempo en el Mediterráneo», H. M. S. O., 1962; derechos de la Corona reservados).

en invierno por los vientos de Oeste y en verano por el anticiclón subtropical. En la figura 5.20 puede apreciarse el cambio estacional de posición que experimenta el anticiclón subtropical y la corriente en chorro del oeste a él asociada en la troposfera superior. La región típica de este clima es claramente discernible y se extiende más de 3000 km hacia el interior del continente euroasiático. Además, la especial configuración de mares y penínsulas hace que dentro de este tipo de clima se produzcan grandes variaciones regionales. La región de California, aunque de condiciones muy similares (fig. 5.16), tiene una extensión muy limitada, por lo que concentraremos especialmente nuestra atención en la cuenca mediterránea. El invierno hace su aparición en el Mediterráneo de una forma bastante repentina, cuando desaparece la extensión estival hacia el Este del anticiclón de las Azores. Este fenómeno puede observarse en los barógrafos de toda la región, pero especialmente en el Mediterráneo occidental, donde, hacia el 20 de octubre, se produce un repentino descenso de presión, acompañado de un marcado aumento de la probabilidad de precipitación. La probabilidad de recibir lluvia en cualquier período de 5 días aumenta notablemente desde el 50-70 % a comienzos de octubre hasta el 90 % a finales de este mismo mes. Este cambio va asociado a las primeras invasiones de frentes fríos, aunque las lluvias tormentosas son frecuentes a partir del mes de agosto. La considerable precipitación invernal, que se recibe en el Mediterráneo es consecuencia en gran parte de las temperaturas relativamente altas de la superficie del mar en dicha estación; en enero la temperatura del mar es aproximadamente 2°C más elevada que la temperatura media del aire. Las incursiones de aire más frío originan a lo largo del frente frío una inestabilidad convectiva que produce lluvia frontal y orográfica. Las incursiones de aire ártico son relativamente poco frecuentes (se producen, en promedio, de 6 a 9 invasiones de aire cA y mA cada año), pero la penetración de aire inestable mP es mucho más corriente. Típicamente ocasiona el desarrollo de cúmulos hasta una altura superior a los 6000 metros y es crítico en la formación de las depresiones del Mediterráneo. La iniciación y el movimiento de estas depresiones (véase fig. 5.21) está asociada a una rama de la Corriente en Chorro del Frente Polar situada aproximadamente a 35° N. Esta comente en chorro se desarrolla durante fases de índice bajo, cuando los vientos del Oeste que soplan sobre la parte oriental del Atlántico son desviados por un anticiclón de bloqueo en las proximidades de los 20° O, dando lugar a una intensa corriente de aire ártico que fluye hacia el Sur sobre las Islas Británicas y Francia. Aunque algunas depresiones atlánticas pueden penetrar en el Mediterráneo occidental en forma de borrascas superficiales, constituyen tan sólo el 9 % del total que

afecta a la región (fig. 5.21), mientras que el 17 % se forman a sotavento de la cordillera del Atlas (las llamadas depresiones del Sahara, que son las principales fuentes de precipitación a finales de invierno y en primavera) y el 74 % restante se desarrollan en el Mediterráneo occidental, a sotavento de los Alpes y los Pirineos (véase cap. 4, G.1). La combinación del efecto de sotavento y el de una superficie de aire inestable sobre el Mediterráneo occidental explica la frecuente formación de estas depresiones del tipo Genova, cuando aire mP condicionalmente inestable invade la región. La particularidad de estas depresiones reside en que la inestabilidad del aire local en el sector cálido da lugar a una precipitación anormalmente intensa a lo largo del frente cálido y el aire mP inestable produce intensos chubascos y tormentas en la parte posterior del frente frío, especialmente entre 5o y 25° E. Este calentamiento del aire mP (o mA) es tan característico que origina el aire que se conoce como mediterráneo (véase tabla 4.1). El límite medio entre esta masa de aire mediterráneo y el aire cT que fluye hacia el nordeste desde el Sahara se conoce con el nombre de frente mediterráneo (fig. 5.20). A finales de invierno puede existir a través de él una discontinuidad de temperatura de hasta 12°-16°C. Las depresiones del Sahara y las del Mediterráneo occidental se mueven hacia el Este, formando un cinturón de bajas presiones y frecuentemente desvían hacia el Norte el aire cT que precede al frente frío, así como el siroco, cálido y cargado de polvo (especialmente en primavera y otoño, cuando el aire del Sahara puede extenderse por Europa). El movimiento de las depresiones del Mediterráneo se complica considerablemente por efecto del relieve y porque son regeneradas en el Mediterráneo oriental por nuevo aire cP procedente de Rusia o del Sudeste de Europa. Aunque muchas depresiones se dirigen hacia el Este a través de Asia, los centros de bajas presiones tienen una marcada tendencia a moverse hacia el nordeste sobre el mar Negro y los Balcanes, especialmente a medida que avanza la primavera. Sin embargo, el tiempo invernal en el Mediterráneo presenta considerables variaciones, particularmente debido a la gran movilidad de la Corriente en Chorro Subtropical del Oeste, que puede ocasionalmente mezclarse con la Corriente en Chorro del Frente Polar desplazada hacia el Sur. Cuando el índice de circulación zonal sobre el Atlántico y Europa es alto, las depresiones pueden pasar lo suficientemente alejadas hacia el norte para que el aire de su sector frío no alcance el Mediterráneo y entonces el tiempo es allí generalmente bueno y estable. Entre los meses de octubre y abril la circulación dominante en el Mediterráneo es de ' tipo anticiclónico por lo menos el 25 % del tiempo y en la cuenca occidental el 48 %. Esto aparece reflejado en la alta presión media que se registra sobre esta última zona en enero (véase fig. 5.20), En consecuencia-

TABLA 5.4 Número de días de mistral fueríe en el Sur de Francia (Según «Tiempo en el Mediterráneo», H.M.S.O., 1962) Velocidad

E

F

M

A

M

J

J

A

O

N

D

Año

10

9

13

11 8

9

9

7

5

S

5

7

10

103

4

4

6

5 3

2

0,6

1

0,6

0

0

4

30

(21 kt) (33 kt)

aunque el invierno sea el período lluvioso, los días de precipitación son bastante escasos. Por' término medio se registra precipitación sólo durante 6 días de cada mes durante el invierno en Libia y en el Sudeste de España, aunque en el Oeste de Italia, en el Oeste de la península de los Balcanes y en la zona de Chipre el número de días de precipitación en el mes sea de 12. Las frecuencias y cantidades totales de precipitación más elevadas corresponden a las zonas de ciclogénesis y a la parte de barlovento de las penínsulas. Los vientos regionales están relacionados también con diversos factores de tipo meteorológico y topográfico. Los conocidos vientos fríos del Norte del golfo de León (el mistral), que están asociados con flujos de aire mP del Norte, se producen cuando se está desarrollando una depresión en el golfo de Genova, al Este de los surcos de altas presiones del anticiclón de las Azores. Este viento se ve aumentado por efectos catabáticos y de embudo en el valle del Ródano y otros lugares semejantes, por lo que adquiere a veces gran violencia. El mistral puede durar varios días, hasta que cesa la irrupción de aire polar o continental. La frecuencia de estos vientos depende de su definición. La frecuencia media del mistral fuerte en el Sur de Francia aparece en la tabla 5.3 (basada en las veces que se registró en diversas estaciones situadas entre Perpignan y el Ródano durante el período 1924-1927). Pueden producirse también vientos similares en el Adriático septentrional (el boro) y en el norte del mar Egeo, cuando el aire polar fluye hacia el sur en la parte posterior de una depresión que se mueve hacia el Este y es obligado a circular sobre las montañas (cf. cap. 3, C.2). En el Mediterráneo, la estación invernal, generalmente húmeda, ventosa y suave, va seguida de una primavera larga e indecisa que dura desde marzo a mayo y en el curso de la cual se producen muchos falsos comienzos de tiempo estival.

El período primaveral, así como el de principios de otoño, es especialmente impredecible. En marzo de 1966, una vaguada que se desplazaba por el Mediterráneo oriental, precedida por un khamsin meridional cálido, y seguida por una corriente de aire del norte, trajo 70 mm de lluvia en sólo 4 horas a una área de 60 X 120 km del sur del desierto del Negev. A pesar de que abril es normalmente un mes seco en el Mediterráneo oriental, durante el cual Chipre tiene un promedio de sólo 3 días con 1 mm de lluvia o más, pueden darse fuertes precipitaciones como en abril de 1971, cuando cuatro depresiones afectaron a la región. Dos de ellas fueron depresiones del Sahara, desplazándose hacia el este por debajo de la zona de influencia de la parte fría de un chorro del oeste, y las otras dos fueron intensificadas a sotavento de Chipre. Sin embargo, la descomposición, bastante rápida, del anticiclón de Eurasia que tiene lugar en abril, junto con una extensión discontinua hacia el Norte y hacia el Este del anticiclón de las Azores favorece el movimiento hacia el Norte de las depresiones e, incluso si el aire de latitudes más altas penetra hacia el Sur en el Mediterráneo, la temperatura de la superficie del mar es relativamente más fría y más estable que durante el invierno. Hacia mediados de junio la cuenca mediterránea aparece dominada por el anticiclón de las Azores, muy extendido hacia el Oeste, mientras que al Sur el campo de presiones medias presenta una vaguada de bajas presiones que se extiende sobre el Sahara desde la parte meridional de Asia (fig. 5.20). Los vientos soplan generalmente del Norte (como, por ejemplo, los «etesios» del Egeo), y representan una continuación hacia el Este de los alisios del Nordeste. A nivel local, estos vientos se ven reforzados por las brisas marinas, aunque en la costa de Levante pueden originarse vientos superficiales del Sudoeste. Durante los meses de verano no faltan las depresiones, pero son generalmente débiles, debido a que el carácter anticiclónico de la circulación en gran escala favorece la subsidencia, y los contrastes- entre masas de aire son muy reducidos en comparación con el invierno (véase tabla 4.2). De vez en cuando se forman bajas térmicas sobre la península Ibérica y Anatolia, aunque las tormentas son escasas, debido a que la humedad relativa es baja. En verano, los vientos regionales más importantes son los de origen tropical continental. Existe una gran diversidad de nombres para designar estos vientos cálidos, secos y polvorientos (siroco en Argelia y Levante, leveche en el Sudeste de España y khamsin en Egipto), que soplan en dirección Norte, precediendo a las depresiones que se mueven hacia el Este. En el Negev, la irrupción del khamsin oriental puede ser el causante de que la humedad relativa baje repentinamente a menos del 10 % y de que la temperatura aumente tanto como 4S°C. Los vientos locales son generalmente dominantes en verano y, por ejemplo, el tiempo

2.

Fig. 5.22 Regímenes de precipitación en la zona mediterránea (según Huttary, 1950).

normal de muchos lugares de la costa norteafricana está condicionado en gran parte por las brisas terrestres y marinas, que afectan el aire hasta los 1500 metros. Un gran número de estaciones mediterráneas reciben tan sólo algunos milímetros de precipitación en, al menos, uno de los meses del verano, aunque es importante darse cuenta de que la distribución estacional no corresponde a la de máximos invernales de la totalidad de la cuenca mediterránea. La figura 5.22 indica que éstos se encuentran en la parte oriental y central del Mediterráneo, mientras que España, el sur de Francia, el norte de Italia y la parte septentrional de los Balcanes tienen perfiles más complicados, con máximos en otoño o en primavera y otoño. Estos máximos dobles pueden interpretarse generalmente como una transición entre el clima de tipo continental del interior, con un máximo en verano, y el tipo mediterráneo, con un máximo en invierno. Un régimen de transición semejante a éste se encuentra también en la región sudoccidental de Estados Unidos (véase fig. 5.16), aunque la topografía local en aquella zona situada entre montañas dé origen a nuevas irregularidades en los regímenes.

Clima semiárido del Sudoeste de Estados Unidos

Tanto el mecanismo como la distribución de los climas de las zonas dominadas por los anticiclones subtropicales están todavía poco claros. Por una parte, la naturaleza inhóspita de aquellas zonas áridas dificulta la toma de datos y, por otra, para interpretar adecuadamente los irregulares fenómenos meteorológicos que en ellas se producen, sería necesario disponer de una densa red de estaciones que mantuvieran registro continuo durante largos períodos. Esta dificultad es especialmente evidente en la interpretación de los datos de precipitación del desierto, en el que gran parte de la misma tiene lugar en forma de tormentas de tipo muy local y dispersas irregularmente tanto en el espacio como en el tiempo. Conviene, por tanto, tratar los aspectos de este tipo de clima en este apartado teniendo en cuenta que gran parte de los datos que puedan merecer nuestra confianza hacen referencia a las regiones menos áridas que bordean las células subtropicales y en particular al Sudoeste de Estados Unidos. Una serie de observaciones realizadas en Tucson, Arizona, situada a 730 m de altura, entre 1895 y 1957, dio como resultado una precipitación anual media de 27,7 cm repartida a lo largo de 45 días anuales de lluvia, con un máximo de 61,4 y un mínimo de 14,5 cm. Los dos períodos de mayor humedad, correspondientes a fines de noviembre-marzo (con un 30 % de la precipitación anual media) y fines de junio-septiembre (50 %), están separados por épocas de mayor aridez: abril-junio (8 %) y octubre-noviembre (12 %). Las lluvias de invierno son generalmente prolongadas y de poca intensidad (más de la mitad de las lluvias tienen una intensidad inferior a 0,5 cm por hora) y son originadas por altostratos situados a unos 2500 m, asociados a los frentes fríos de aquellas depresiones que se ven forzadas a seguir trayectorias meridionales debido al fuerte bloqueo existente al Norte. Este desplazamiento hacia el Sur de las trayectorias se produce cuando se desvía hacía el ecuador la célula subtropical de altas presiones del Pacífico. El restablecimiento de la célula en primavera, antes del período principal de intenso calentamiento superficial y chubascos de convección, está asociado a períodos de sequía más persistentes, especialmente en los meses que van de abril a junio. La corriente de aire seco, de direcciones entre Oeste y Sudoeste, procedente del anticiclón subtropical del borde oriental del Pacífico, es la causante de la escasa precipitación recogida en esta época del año. A lo largo de un período de 29 años se registraron en Tucson 8 veces más de 100 días consecutivos de completa sequía y 24 veces más de 70 días. El período de precipitación estival aparece bastante bien definido,

y empieza la última semana de junio, durando hasta mediados de septiembre. En esta época la lluvia se debe principalmente a células convectivas, iniciadas por el calentamiento superficial, por convergencia o, con menor frecuencia, por ascenso orográfico. Estas tormentas convectivas de verano se originan en grupos de varias decenas de kilómetros de extensión, pero las células tormentosas propiamente dichas ocupan en conjunto menos del 3 % de la zona, durando por término medio menos de una hora. Estos grupos atraviesan la región siguiendo la dirección del movimiento del aire de las capas superiores y a menudo parecen estar controlados por la existencia, en niveles inferiores, de corrientes en chorro situadas aproximadamente a una altura de 2500 m. La corriente asociada a estas tormentas proviene generalmente del Sur y bordea los límites meridional y occidental del anticiclón subtropical del Atlántico (o de las Bermudas), por lo que, al revés de lo que ocurre en los meses de invierno, la humedad proviene principalmente del golfo de California. Esta circulación se establece frecuentemente de una manera brusca alrededor del 1 de julio, por lo que se reconoce como una singularidad (véase capítulo 5, A.4, y fig. 5.10 B). La precipitación a que dan lugar estas células está muy localizada (lám. 9) y se concentra principalmente en las horas de media tarde y de la noche. Las intensidades son mucho mayores que en invierno; la mitad de la lluvia de verano cae a más de 1 cm por hora. Durante el período de 29 años citado, aproximadamente una cuarta parte de la precipitación anual media cayó en forma de tormentas de 2,5 cm diarios o más y se recogieron, en una ocasión, 1,9 cm en 15 minutos. Estas intensidades son muy inferiores a las que van asociadas a los temporales de los trópicos húmedos, pero la escasez de vegetación en las regiones más secas hace que la lluvia produzca una considerable erosión en la superficie. Por consiguiente, las zonas de Estados Unidos en que se registra mayor erosión superficial corresponden a aquellas en que la precipitación anual está comprendida entre 30 y 40 cm. 3.

interior y costa oriental de Estados Unidos

El clima subtropical del extremo sudoriental de Estados Unidos no se asemeja a ninguno de los climas asiáticos, ya que éstos se ven afectados por los monzones de verano y de invierno. Éstos serán estudiados en el capítulo siguiente; aquí nos limitaremos a considerar tan sólo las distintas características de la región subtropical de América del Norte. En Florida el viento experimenta variaciones a lo largo de las diversas estaciones, ya que esta península se encuentra situada dentro del cinturón de los vientos del Oeste en invierno y dentro del margen septentrional de

los vientos tropicales del Este en verano; no es posible, sin embargo, comparar este régimen con el imperante en el Sur y Sudeste de Asia. A pesar de ello, el máximo que presenta en verano el régimen de lluvias (véase fig. 5.16, correspondiente a Jacksonville) es una consecuencia de este cambio de sistema. En junio el flujo superior en la península de Florida deja de ser del Noroeste y pasa a ser del Sur como consecuencia del desplazamiento hacia el Oeste de una vaguada que se establece en el golfo de México. Esta intensa corriente de aire húmedo del Sur favorece en alto grado la convección y, de hecho, Florida se encuentra quizás entre las zonas de mayor número anual de días de tormenta: 90 o más en las proximidades de Tampa. Estas tormentas se producen generalmente a últimas horas de la tarde, aunque se considera que, además del calentamiento diurno, intervienen en su mecanismo otros dos importantes factores. Uno de ellos es el efecto de las brisas marinas que convergen desde ambos lados de la península y otro la penetración hacia el Norte de perturbaciones en los vientos del Este (véase cap. 6). Es evidente que estas últimas pueden afectar a esta zona durante cualquier momento del día. Los vientos del Oeste vuelven a recuperar el control en los meses de septiembre y octubre, aunque Florida sigue sometida al régimen de vientos del Este durante el mes de septiembre, cuando los huracanes del Caribe son más frecuentes, con lo que se prolonga la temporada de lluvias. La región de las tierras bajas del Misisipí y la situada al sur de los Apalaches, hacia el Oeste y el Norte, no constituyen simplemente una zona de transición hacia el «clima del interior», por lo menos en lo que al régimen de lluvias se refiere (fig. 5.16). El perfil presenta uní máximo en invierno y primavera y un máximo secundario en verano. El máximo de la estación fría está relacionado con las depresiones procedentes del Oeste que se trasladan hacia el Nordeste desde la zona costera del golfo de México. Resulta significativo el hecho de que el mes más húmedo es frecuentemente marzo, cuando la corriente en chorro media se encuentra más desplazada hacia el Sur. Las lluvias de verano están asociadas a la convección en el aire húmedo procedente del golfo, aunque esta convección se hace menos efectiva en el interior como consecuencia de la subsidencia creada por la circulación anticiclónica en la troposfera media, a la que nos hemos referido anteriormente (véase cap. 5, B.3 c).

RESUMEN Los cambios estacionales en la borrasca de Islandia y el anticiclón de las Azores, junto con las variaciones en la actividad ciclónica, controlan el clima de Europa occidental. La penetración hacia el este de las influencias marítimas relacionadas con estos procesos atmosféricos y con las aguas cálidas de la Deriva del Atlántico Norte tiene como consecuencia inviernos generalmente suaves, la estacionalidad de los regímenes de las precipitaciones y los índices de continentalidad en Europa occidental. Los efectos de la topografía sobre la lluvia, la nieve, la duración de las estaciones de crecimiento y Jos vientos locales son particularmente acusados sobre las montañas escandinavas, los Highlands escoceses y los Alpes. Los tipos de tiempos en las islas Británicas pueden describirse en términos de siete configuraciones básicas de flujos, cuya frecuencia y efectos varían considerablemente con las estaciones. En Gran Bretaña, se han reconocido las tandas de tiempo recurrentes sobre una fecha en particular (singularidades), tales como la tendencia a un tiempo anticiclónico a mediados de septiembre, y las principales tendencias estacionales en concordancia con los regímenes de flujos pueden usarse para definir cinco estaciones naturales. Las condiciones meteorológicas anormales (anomalías sinópticas) se asocian particularmente con anticiclones bloqueantes que persisten especialmente sobre Escandinavia, y que pueden dar lugar a inviernos secos y fríos y a veranos cálidos y secos. El clima de Norteamérica se ve afectado del mismo modo por los sistemas de presión que generan masas de aire de una frecuencia estacional variable. En invierno, la célula anticiclónica subtropical se extiende al norte sobre la Gran Cuenca con aire anticiclónico cP hacia el norte sobre la bahía de Hudson. Los principales cinturones de depresiones se dan a unos 45°-50° N, desde los Estados Unidos centrales hasta el San Lorenzo, y a lo largo de la costa este de Terranova. El frente ártico se encuentra sobre el noroeste del Canadá, y el frente polar se halla a lo largo de la costa nordeste de Estados Unidos, y entre los dos, pueden encontrarse frentes marítimos (árticos) sobre el Canadá. En verano las zonas frontales se desplazan hacia el norte, quedando situado el frente ártico a lo largo de la costa norte de Alaska, la bahía de Hudson y el San Lorenzo, siendo éstas las principales situaciones de las rutas de depresiones. En América del Norte se dan tres singularidades principales que conciernen al advenimiento de la primavera a principios de marzo, el desplazamiento hacia el norte a mediados de verano de la célula -

anticiclónica subtropical, y el verano indio de septiembre-octubre. En Norteamérica occidental las cadenas costeras inhiben la expansión hacia el este de la precipitación que puede variar mucho localmente (p. ej. en la Columbia Británica), especialmente en lo que concierne a las nevadas. El interior, muy continental, y el este del continente experimentan un efecto moderador de la bahía de Hudson, y los Grandes Lagos a principios de invierno, pero con cinturones de nieve localmente significativos. El clima de la costa este está dominado por influencias de la presión continental. Se producen tandas frías por irrupciones invernales de aire cA/cP de altas latitudes en la cola de los frentes fríos. Los flujos zonales del oeste dan lugar al chinook en la ladera de sotavento de las Montañas Rocosas. Las principales fuentes de humedad del Golfo de México y el Pacífico Norte producen regiones de régimen estacional distinto: la máxima invernal de la costa oeste está separada por una región intermontañosa de transición del interior con un máximo estacional generalmente cálido; el nordeste tiene una distribución estacional relativamente regular. Los gradientes de humedad que influencian fuertemente a la vegetación y a los tipos de suelos son predominantemente este-oeste en el centro de Norteamérica en contraste con la configuración de las isotermas. Los márgenes polares tienen áreas extensivas de suelo permanentemente helado (permafrost) en los interiores continentales, mientras que las zonas marítimas de Europa del norte y el norte del Canadá-Alaska tienen inviernos fríos y tormentosos y veranos más suaves y nubosos influidos por el paso de las depresiones. Los márgenes subtropicales de Europa están representados por la región mediterránea que se encuentra entre los cinturones dominados por los vientos del oeste y los anticiclones del Sahara y las Azores. El colapso del anticiclón de las Azores en octubre permite que las depresiones se desplacen y se formen sobre el Mediterráneo, relativamente cálido, dando vientos orográficos muy acusados (p. ej. el mistral) e inviernos lluviosos y tormentosos. La primavera es una estación impredecible señalada por el colapso de la célula anticiclónica eurasiática hacia el norte y el reforzamiento del anticiclón del Sahara-Azores. En verano, este último ocasiona condiciones calientes y secas con flujos fuertes locales del sur (p. ej. el siroco). La máxima invernal de precipitación siempre es más característica del Mediterráneo oriental y meridional, mientras que en el norte y el oeste las lluvias de primavera y otoño son más importantes. Los semiáridos Estados Unidos del sudoeste están bajo la compleja influencia de las células anticiclónicas del Pacífico y las Bermudas, teniendo unas variaciones en la precipitación extremadas, con máximas invernales y veraniegas debidas principalmente a las depresiones y las tormentas locales, respectivamente. El interior y la costa este de los Estados Unidos están dominados por los vientos del este en invierno y los flujos tormentosos del sur en verano.

6 Tiempo y clima de los trópicos El 50 % de la superficie del globo se encuentra situada entre las latitudes de 30°N y 30°S y más de la tercera parte de la población mundial vive en países tropicales. Por consiguiente, los climas tropicales revisten un considerable interés geográfico. Los límites latitudinales de estos climas varían altamente con la longitud y la estación del año y se encuentran características claramente tropicales en lugares situados más allá de los trópicos de Cáncer y de Capricornio. Así, por ejemplo, el monzón de verano se extiende hasta 30°N en Asia meridional, pero sólo hasta 20°N en África occidental, mientras que a finales de verano y en otoño los huracanes tropicales pueden afectar a zonas «extratropicales» de Asia oriental y América del Norte. No sólo en determinadas estaciones se extienden los límites tropicales hacia el polo, sino que también en la zona situada entre las principales células subtropicales de altas presiones se producen frecuentes interacciones entre las perturbaciones propias de los climas templados y las de los climas tropicales. La lámina 23 ilustra una situación en la que existe una interacción de este tipo entre las latitudes bajas y medias, mientras que la lámina 20, contrariamente, muestra distintas tormentas tropicales y de latitudes medias. En general, la atmósfera de los trópicos no constituye en modo alguno una entidad claramente distinta y sus límites meteorológicos o climatológicos deben ser forzosamente arbitrarios. Existen, sin embargo, algunas características distintivas del clima tropical, que son las que se estudian a continuación. A.

SUPUESTA SIMPLICIDAD DEL TIEMPO DE LOS TRÓPICOS

El estudio del tiempo de los trópicos ha pasado por tres etapas. Al principio y durante un largo período que finalizó tan sólo algunos años antes

de la Segunda Guerra Mundial se suponía que los mecanismos y fenómenos que determinaban el tiempo de los trópicos eran mucho más sencillos y evidentes que los de las latitudes más altas. Esta creencia era debida en parte a la escasez de datos meteorológicos de que se disponía antes de la citada guerra, especialmente de la zona situada en los vastos océanos tropicales, y también a ciertas consideraciones de orden teórico y práctico. Una de las razones de esta creencia era que los contrastes de temperatura y, por consiguiente, los contrastes entre las masas de aire, parecían pequeños en comparación con los de las latitudes medias. Sin embargo, las masas de aire se clasificaban en función de su contenido de humedad, temperatura y estabilidad, aunque se creía que la actividad frontal era débil y por tanto, que los fenómenos meteorológicos eran menos evidentes. Había claras excepciones, como los ciclones tropicales, que se consideraban como el resultado de determinadas condiciones de convección térmica. Otra de las razones era la gran extensión de los océanos, que se suponía simplificaba las configuraciones de tiempo y clima. De este modo surgió la imagen del tiempo «de los alisios» que describimos a continuación. Las masas de aire tropical marítimo, que se originan por subsidencia en las células subtropicales de altas presiones situadas en las mitades orientales de los océanos (véase figura 3.16) se mueven regularmente hacia el Oeste y hacia el ecuador con velocidad y dirección casi constantes. Por debajo de la zona de inversión de temperatura, formada por subsidencia entre 600 y 800 m, el aire está húmedo y tiene una capa de cúmulos dispersos. El tiempo es invariablemente cálido y seco, excepto donde las islas causan la formación de nubes orográficas. Sobre los océanos ecuatoriales soplan vientos flojos y variables (cinturón de calmas ecuatoriales) y el aire es siempre húmedo, cálido y bochornoso (véase cap. 3, E.1). Se consideraba que otro de los elementos que contribuían a aumentar la simplicidad de este clima era el régimen de insolación. La gran altura a que el sol se encuentra siempre sobre el horizonte en las latitudes bajas y la igual duración de los días y las noches hacen que las variaciones de insolación a lo largo de las diversas estaciones sean mínimas. Por consiguiente, se creyó que esta regularidad producía unos regímenes de lluvia simples, con un máximo correspondiente al solsticio de verano en los trópicos y dos máximos en el ecuador, como consecuencia del paso del sol en los equinoccios. Las variaciones diarias de brisas terrestres y marítimas daban lugar a un aumento de convección por la tarde y las tormentas eran consideradas como características de casi todos los climas tropicales. Esta sencilla descripción de los procesos que caracterizan el tiempo de los trópicos fue evolucionando paulatinamente, ya que entre 1920

y 1940 se realizaron algunos intentos para introducir los conceptos de los frentes de las latitudes medias. Sin embargo, el proceso fue escaso, como consecuencia de la aparente falta de contrastes entre las distintas masas de aire. Además, el pequeño gradiente de presión en superficie, que es típico de la mayor parte de las perturbaciones tropicales (a excepción de los huracanes), tiende a pasar inadvertido, debido a la gran variación semidiurna de presión. La presión varía unos 2 o 3 mb; es máxima alrededor de las 10 y las 22 horas y mínima a las 04 y 16 horas. Es preciso recordar también que la dirección del viento no constituye guía alguna para conocer la configuración del campo de presión en las latitudes bajas. El pequeño valor de la fuerza de Coriolis impide que el viento alcance su equilibrio geostrófico y, por consiguiente, es forzoso abandonar las técnicas que se utilizaban para analizar los mapas del tiempo de las latitudes medias. En el transcurso de la Segunda Guerra Mundial y en los años que la siguieron, un mayor número de observaciones revelaron lo inadecuado de los enfoques anteriores. Se hizo evidente que los cambios de tiempo son frecuentes y complejos, con tipos de sistemas meteorológicos claramente definidos en los diversos países tropicales y con considerables diferencias climáticas incluso sobre las áreas oceánicas. También se observó que los mecanismos necesarios para desencadenar perturbaciones en el flujo de las masas de aire tropical de gran energía eran considerablemente menores que los que se asocian a las depresiones de las latitudes medias, pero que, aunque parezca paradójico, los ciclones tropicales son poco frecuentes. En los apartados siguientes examinaremos los distintos sistemas responsables de estos contrastes. B.

LA CONFLUENCIA INTERTROPICAL

La tendencia de los sistemas de alisios de ambos hemisferios de converger en la Vaguada Ecuatorial (de bajas presiones) ya ha sido tratado en el capítulo 3.E. Las visiones de la exacta naturaleza de este hecho han estado sujetas a continuas revisiones. Desde la década de los años veinte a la de los cuarenta los conceptos de los frentes que se desarrollaron en las latitudes medias se aplicaron a los trópicos, y la confluencia de los alisios se identificó con el frente intertropical (ITF). Este término tiene una aplicación limitada en las áreas continentales, tales como África occidental y el sur de Asia, donde en verano el aire tropical continental, seco y caliéntense encuentra con el aire ecuatorial húmedo y más frío (figura 6.1). Pueden darse abruptos gradientes de humedad y temperatura, pero el frente pocas veces es un mecanismo productor de condiciones

meteorológicas del tipo de las latitudes medias (véase fig. 6.21). En cualquier otro lugar de las latitudes bajas los frentes fríos (con un acusado contraste de densidad) son raros. En los decenios de los años cuarenta y cincuenta el reconocimiento de la significancia de la convergencia del campo de vientos en la producción de las condiciones meteorológicas tropicales condujo a la designación de la confluencia de los alisios como la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ). Esta confluencia se evidencia en un mapa de líneas de corriente medias, pero las áreas de convergencia crecen y decaen, tanto in situ como dentro de perturbaciones que se desplazan hacia el oeste (láms. 12 y 24), por períodos de unos pocos días. Además, la convergencia es infrecuente incluso como hecho climático en las zonas de calmas ecuatoriales (véase fig. 3.25). La fotografía mediante satélites ha mostrado que sobre los océanos la posición e intensidad de la ITCZ varía mucho incluso de un día al siguiente. Es posible, sin embargo, mostrar que la convección generada por la convergencia inducida por la fricción en la capa límite de los alisios produce nubes cumuliformes individuales de 1-10 km de diámetro, que se agrupan en unidades convectivas mesoscálicas de unos 100 km de diámetro, y que éstas a su vez forman agrupaciones de nubes de 100-1000 km de diámetro (fig. 6.2; véase también lám. 24) tanto a lo largo de la ITCZ como en las vaguadas de perturbaciones de ondas de la troposfera inferior que tienen longitudes de onda de 2000-3000 km. En cuanto a la discontinuidad de la convergencia en el tiempo o en el espacio, hoy en día se prefiere el término de confluencia Intertropical (ITC). Como condiciones climáticas, la Vaguada Ecuatorial y la ITC parece que se desplazan lejos del ecuador según las estaciones (fig. 6.1), en asociación con el Ecuador Térmico (zona de la temperatura estacional máxima), a pesar de que detallados estudios parecen contradecir esta relación. La situación del Ecuador Térmico se relaciona directamente con el calentamiento del sol (figs. 1.12 y 1.15) y existe una relación obvia entre éste y la Vaguada Ecuatorial en términos de las bajas térmicas. Sin embargo, esto es una simplificación, dado que la Vaguada Ecuatorial está también en relación con las dinámicas muy independientes de la circulación del aire en las latitudes bajas. Las observaciones (véase fig. 6.22, por ejemplo) muestran que la convergencia y la elevación máximas se encuentran frecuentemente a algunos grados de distancia de la Vaguada Ecuatorial en dirección al ecuador. Las desviaciones estacionales de la convergencia del campo de vientos son parcialmente una respuesta a la actividad alternante en las células anticiclónicas subtropicales de los dos hemisferios, pero, a una escala de tiempos menor, la actividad sinóptica a lo largo de la ITC oscurece cualquier relación simple. Diversos -

C.

Fig. 6.2 Las estructuras mesoscálica y sinóptica de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ), mostrando un modelo de la distribución espacial (arriba) y de la estruc-tura vertical (abajo) de los elementos convectivos que forman las agrupaciones de nubes (de Masón, 1970).

estudios sobre la nubosidad llevados a cabo mediante satélites indican que en el Océano Pacífico y el Océano Atlántico occidentales pueden existir dos zonas de confluencia semipermanentes (fig. 6.1). Éstas, sin embargo, no se dan donde existen corrientes oceánicas frías, como sucede en el Atlántico y el Pacífico sudorientales.

PERTURBACIONES TROPICALES

Hasta los años cuarenta no se dieron detallados informes sobre los tipos de las perturbaciones tropicales distintas del ciclón tropical ya reconocido. Sin embargo, nuestra visión de los sistemas meteorológicos tropicales ha sido radicalmente revisada tras el advenimiento de los satélites de investigación meteorológica de los años sesenta. Se han llevado a cabo programas especiales de mediciones meteorológicas en la superficie y en las capas superiores del aire, junto con observaciones desde barcos o aviones en los Océanos Pacífico e Índico, en el Caribe y en el Atlántico oriental tropical. A pesar de que el cuadro está aún incompleto, parece ser que pueden distinguirse cinco categorías de sistemas meteorológicos de acuerdo con sus escalas espaciales y temporales. La más pequeña, con una duración de unas pocas horas, es el cúmulo individual. Cuando el tiempo es despejado, las nubes cumuliformes se encuentran generalmente alineadas en «calles de nubes», más o menos paralelas a la dirección del viento (lámina 25), más que distribuidas al azar. Este hecho parece estar relacionado con la estructura de la capa límite y con la velocidad del viento. Hay poca interacción entre las capas de aire de encima y de debajo de la base de la nube en estas condiciones, pero con tiempo inestable las ráfagas ascendentes y descendentes dan lugar a interacciones entre las dos capas que intensifican la convección. De esta forma, la menor escala del sistema puede ayudar al desarrollo de perturbaciones mayores. La segunda categoría es la del sistema mesoscálico (cf. págs. 235-242); los sistemas de este tipo se asocian en particular con los límites tierra/mar, las islas oceánicas calentadas y la topografía. Un hecho distintivo de los trópicos, identificado en las imágenes tomadas por satélites, es la agrupación de nubes, que es de una escala subsinóptica y puede subsistir de uno a tres días (véase fig. 6.2). La cuarta categoría incluye las perturbaciones de ondas a escala sinóptica y los vórtices remolinos, y el grupo final lo constituyen las ondas a escala planetaria. No nos ocuparemos con detalle de las ondas planetarias (de una longitud de onda de 10 000 a 40 000 km). Se dan dos tipos de ellas en la estratosfera ecuatorial y otra en la troposfera superior tropical. Dado que pueden tener interacciones con los sistemas troposféricos inferiores, parecen no ser mecanismos directos que influencien al tiempo. Los sistemas a escala sinóptica que determinan gran cantidad del «tiempo perturbado» de los trópicos son suficientemente importantes y variados como para ser discutidos bajo el encabezamiento de perturbaciones de onda y tormentas ciclónicas.

1.

Perturbaciones de onda

Existen diversos tipos de ondas que viajan hacia el oeste en los vientos del este de la troposfera ecuatorial y tropical, las diferencias entre ellos probablemente son el resultado de variaciones estacionales y regionales en la estructura de la atmósfera tropical. Su longitud de onda se encuentra entre unos 2000-4000 km y tienen una duración de una a dos semanas, viajando unos 6°-7° de longitud al día. El primer tipo de onda que vamos a describir de los trópicos es la Onda Oriental del área del Caribe. Estos sistemas son bastante distintos

de las depresiones de las latitudes medias. En la «Onda Oriental» de la zona del Caribe existe una débil vaguada de presiones que generalmente se hace más gradual con la altura hacia el Este (fig. 6.3) y presenta el desarrollo típico de cumulonimbos y tormentas detrás de la línea de vaguada. Esta distribución en los vientos del Este va acompañada de movimiento horizontal y vertical. Detrás de la depresión el aire experimenta convergencia, mientras que delante existe divergencia (cap. 3, B.1). Esto se deduce de la ecuación de conservación de la vorticidad potencial (compárese con el cap. 4, F), que supone que el aire que se mueve a un determinado nivel no experimenta cambios en su temperatura potencial (es decir, se mueve adiabáticamente; véase cap. 2, D):

donde f = parámetro de Coriolis, t, = vorticidad relativa (ciclónica positiva) y Δp = altura de la columna de aire troposférico. El aire que alcanza la línea de vaguada se mueve hacia el polo (f aumenta) y hacia una zona de curvatura ciclónica (ζ aumenta), por lo que, si el primer miembro de la ecuación debe permanecer constante, Δp debe aumentar. Esta expansión vertical de la columna de aire necesita una contracción horizontal (convergencia). Inversamente, existe divergencia y curvatura anticiclónica en el aire que se mueve hacia el Sur precediendo a una vaguada. La zona de divergencia se caracteriza por un aire descendente, cada vez más seco, en el que sólo existe una fina capa de humedad en las proximidades de la superficie, mientras que en las cercanías de la vaguada y detrás de ella la capa de humedad puede alcanzar un espesor de 4500 m o más. Cuando el flujo de aire del este es más lento que la velocidad de la onda, se observa la configuración inversa de la convergencia de bajo nivel en cabeza de la vaguada y la divergencia detrás de ella, como consecuencia de la ecuación de vorticidad potencial. Este es un caso frecuente en la troposfera media, de forma que la configuración de movimiento vertical que se muestra en la figura 6.3 se ve aumentada. El paso de esta onda transversal en los alisios da lugar generalmente a los siguientes cambios de tiempo: En el surco que precede a la vaguada Cerca de la línea de vaguada

Fig. 6.3 Modelo de la estructura horizontal (arriba) y vertical (abajo) de una onda del viento del Este. La zona punteada representa la nubosidad y en la sección vertical aparece también representada la zona de precipitación. Los símbolos de las líneas de corriente hacen referencia a la estructura superficial y las flechas de la sección vertical indican los movimientos horizontal y vertical (en parte según Riehl y Malkus).

Detrás de la vaguada

buen tiempo, cúmulos dispersos, nieblas cúmulos bien desarrollados, chubascos ocasionales, visibilidad cada vez mejor cambio de dirección del viento, espesos cúmulos y cumulonimbos, tormentas moderadas o intensas y descenso de la temperatura

tropicales se desarrollan durante la estación de los huracanes de junio-noviembre en el Atlántico tropical. Más de la mitad de estas perturbaciones se originan sobre África en asociación con la zona baroclínica intermedia entre el aire del Sahara y el aire monzónico húmedo y más frío. Muchas de ellas pueden ser llevadas hacia el oeste al Pacífico nororiental. Una cuarta parte de las perturbaciones se intensifican en las depresiones tropicales y un 10 % se convierten en tormentas «nombradas». Los desarrollos en el Atlántico están estrechamente relacionados con la estructura de los alisios. En los sectores sudorientales de las células subtropicales de altas presiones, la activa subsidencia mantiene una pronunciada inversión entre 450 y 600 m (fig. 6.4). Corriente abajo aumenta la altura de la base de la inversión (fig. 6.5) porque la subsidencia disminuye a medida que nos alejamos de la parte oriental del anticiclón y las masas de cúmulos penetran de vez en cuando en la inversión, transportando

FIG. 6.4 Estructura vertical de los alisios a 30° N y 140° O a las 3,00 GMT del 10 de julio de 1949. La proporción de mezcla tiene el valor correspondiente a la saturación (basado en Riehl, 1954).

Las fotografías tomadas por satélites indican que la simple onda del este es algo menos común de lo que se había supuesto. Muchas perturbaciones atlánticas tienen una onda en forma de «V invertida» en el campo de vientos de bajo nivel y la nube asociada, o una «coma» relacionada con la nube en un remolino. A menudo están aparentemente ligadas con una configuración de ondas en la ITC de más al sur. Muchas perturbaciones de los vientos del este tienen una circulación del viento ciclónica cerrada a aproximadamente el nivel de los 600 mb. Obviamente, es difícil trazar el crecimiento de las perturbaciones de ondas sobre los océanos y en las áreas continentales, con una cobertura dispersa en la toma de datos. Sin embargo, pueden hacerse algunas consideraciones generales. Al menos 8 de cada 10 perturbaciones se desarrollan a unos 2°-4° de latitud de la vaguada ecuatorial en dirección al polo. La convección se establece probablemente por convergencia de humedad en el flujo de aire, acentuada por fricción, y es luego mantenida en los penachos de convección térmica (fig. 6.2). Unas 100 perturbaciones

Fig. 6.5 Altura (en metros) de la base de la inversión del alisio sobre el Atlántico tropical (de Riehl, 1954).

Fig. 6.6 Precipitación mensual media en Fort de France, Martinica (basado en «CLIMAT», normas de la Organización Meteorológica Mundial para 1931-60). La precipitación media anual es de 184 cm.

humedad hacia el aire seco situado más arriba. En el Caribe estas ondas de los vientos del Este tienden a desarrollarse cuando la inversión de los alisios es débil o no existe, durante verano y otoño, mientras que en invierno y primavera la fuerte subsidencia reinante impide su formación, a pesar de que las perturbaciones pueden desplazarse hacia el oeste por encima de la inversión. Otro factor que puede iniciar la formación de ondas en los vientos del Este es la penetración de frentes fríos en las latitudes bajas. Esto es frecuente en el sector situado entre dos células subtropicales de altas presiones, donde la parte ecuatorial del frente tiende a fraccionarse, originando una onda que se mueve hacia el Oeste. La influencia de estas características en el clima regional aparece ilustrada por el régimen de lluvias. Por ejemplo, existe un máximo a finales de verano en Martinica (fig. 6.6), una de las islas de Barlovento (15°N), cuando la subsidencia es débil, aunque parte de la precipitación que se recibe en otoño va asociada a tormentas tropicales. En diversas zonas de los vientos alisios la precipitación tiene lugar en forma de temporales asociados a alguna clase de perturbación. A lo largo de un período de 10 años en Oahu (Hawái) se produjeron como promedio 24 temporales por año, 10 de los cuales dieron cuenta de más de los dos tercios de la precipitación anual. Existe sin embargo, en aquellas zonas

una gran variabilidad de la precipitación de unos años otros, puesto que una pequeña disminución en la frecuencia de las perturbaciones puede tener gran influencia en los totales de precipitación. En la parte central del Pacífico ecuatorial los sistemas de vientos alisios de los dos hemisferios convergen en la Vaguada Ecuatorial y pueden formarse perturbaciones de onda si la vaguada se aparta del ecuador (generalmente hacia el Norte) lo suficiente para que exista una pequeña fuerza de Coriolis que inicie el movimiento ciclónico. Con frecuencia estas perturbaciones se hacen bastante inestables y forman un vórtice ciclónico a medida que se trasladan hacia el Oeste, en dirección a las islas Filipinas, pero los vientos no siempre alcanzan la fuerza del huracán. En el mapa sinóptico del 17 de agosto de 1957 (fig. 6.7), correspondiente a parte del Pacífico noroccidental, aparecen tres fases del desarrollo de los sistemas tropicales de bajas presiones. Al oeste de Hawái puede observarse una onda del este incipiente que sin embargo se completó y disipó en el curso de las 24 horas siguientes. En las proximidades de la isla Wake se aprecia claramente una onda bien desarrollada, con espectaculares torres de cúmulos que se extienden hasta más allá de los 9100 metros, a lo largo de la zona de convergencia, situada unos 480 km más al Este (lámina 26). Esta onda se desarrolló en el curso de 48 horas, convirtiéndose en una tormenta tropical circular, con vientos de hasta 20 m/s (46 mph), pero no llegó a constituir un auténtico huracán. Al Este de las islas Filipinas puede observarse una fuerte circulación cerrada, desplazándose hacia el noroeste. Las ondas ecuatoriales pueden formarse a ambos lados del ecuador en una corriente de vientos del Este situada aproximadamente entre 50°N y S. En tales casos, la divergencia en la parte anterior de la vaguada en el hemisferio norte se apareja con la convergencia en la parte posterior de una línea de vaguada situada más al Oeste en el hemisferio sur. El lector puede comprobar que esto se deduce de la ecuación de conservación de la vorticidad potencial, recordando que tanto f como ζ, actúan en sentido inverso en el hemisferio sur. 2.

Ciclones

a. Huracanes. El tipo más notorio de ciclón es el huracán tropical o tifón. A causa de los grandes daños que ocasionan en tierra y del peligro que suponen para la navegación, se ha prestado considerable atención a la predicción de su desarrollo y movimiento, por lo que ahora se empieza a comprender su origen y estructura. Como es lógico, la naturaleza catastrófica de los huracanes dificulta en gran manera la investigación, pero en la actualidad los vuelos de reconocimiento efectuados durante la «temporada de huracanes», las observaciones realizadas con -

ayuda del radar de la estructura de la nube y de la precipitación y las fotografías que toman los satélites (véase lám. 27) contribuyen a un mejor conocimiento de estos fenómenos. El huracán típico tiene un diámetro de unos 650 km, inferior a la mitad del de una depresión de las latitudes medias, aunque la extensión de los tifones del mar de la China es frecuentemente mucho mayor. A nivel del mar, la presión en su centro es normalmente de 950 mb y sólo en algunos casos excepcionales desciende por debajo de 920 mb. Los vientos huracanados se definen de manera arbitraria con una velocidad de 33 m/s o más; de hecho, en numerosos casos sobrepasan los 50 m/s. El enorme desarrollo vertical de cumulonimbos con la parte superior situada por encima de los 12 000 m refleja la enorme actividad convectiva concentrada en dicho sistema. Los estudios realizados con ayuda del radar y de los satélites indican que las células convectivas están normalmente organizadas en bandas que giran siguiendo una trayectoria en espiral hacia el centro del huracán. Para que se forme un huracán son necesarias, aunque no siempre suficientes, ciertas condiciones. Una de ellas, tal como indica la figura 6.8, es una gran extensión de océano con una temperatura superficial superior a los 27°C. Los ciclones raras veces se forman cerca del ecuador, donde el parámetro de Coriolis es casi cero y tampoco en zonas de fuerte cizalladura vertical del viento (por ejemplo, debajo de una corriente en chorro), ya que ambos factores impiden el desarrollo de un vórtice bien organizado. Existe también una relación precisa entre la situación estacional de la Vaguada Ecuatorial y las zonas de formación de huracanes, relación que se desprende del hecho de que no se producen huracanes en el Atlántico Sur (donde la vaguada no se encuentra nunca al sur de los 5°) o en el Pacífico sudoriental (donde la vaguada permanece al norte del ecuador). Por otra parte, en las fotografías tomadas recientemente por satélites de la parte nororiental del Pacífico aparece un número inesperado de vórtices ciclónicos en verano, muchos de los cuales se mueven en dirección Oeste en las cercanías de la línea de vaguada, aproximadamente entre 10° y 15°N. Aproximadamente un 60 % de los ciclones tropicales parecen originarse a 10°-15° de latitud de la Vaguada Ecuatorial en dirección al polo en los sectores de más calmas ecuatoriales, donde la vaguada se encuentra por lo menos a 5° de latitud del ecuador. Las zonas de desarrollo de huracanes se encuentran sobre la parte occidental de los océanos Atlántico, Pacífico e Índico, donde las células subtropicales de altas presiones no ocasionan subsidencia ni estabilidad y el flujo superior es divergente. En el hemisferio norte la formación de huracanes y tifones alcanza su actividad máxima a finales de verano y en otoño, época en que la Va-

TABLA 6.1 Frecuencias anuales de los ciclones tropicales (con vientos sostenidos máximos que exceden de los 25 m/s), de 1958 a 1977 (Según Gray, 1979). Se han redondeado los totales de las áreas. Situación

Frecuencia anual

Pacífico noroccidental

26,3

Pacífico nororiental Atlántico noroccidental Océano índico septentrional

13,4 8,8 6.4

Total del hemisferio norte

54,6

Océano Indico sudoccidental

8,4

Océano Indico sudoriental Pacífico sudoccidental

10,3 5,9

Total del hemisferio sur

24,5

Total global

79,1

guada Ecuatorial se traslada hacia el Norte. En el Atlántico occidental la «temporada de huracanes» tiene lugar principalmente entre julio y octubre, con un marcado máximo en septiembre, y en el Pacífico occidental entre julio y octubre. Estos zonas pueden verse afectadas por un pequeño número de tormentas incluso en mayo y diciembre. El máximo de finales de verano-otoño se encuentra también en las otras zonas, aunque existe un máximo secundario, a comienzos de verano, en el golfo de Bengala. En la tabla 6.1 se indican las frecuencias anuales de los ciclones tropicales. Estas cifras son sólo aproximadas, puesto que en algunos casos resulta difícil determinar si los vientos alcanzan o no fuerza de huracán; también es posible que en algunos lugares remotos del Sur del Pacífico y del océano índico se hubieran producido, antes del uso de los satélites, tormentas que no fueron detectadas. Las primeras teorías acerca del desarrollo de los huracanes sostenían que las células de convección ocasionaban un desprendimiento masivo y repentino de calor latente, que proporcionaba energía suficiente para la tormenta. Aunque las células convectivas se consideraban como parte integrante del sistema de huracanes, se creía que su escala era demasiado pequeña para que pudiesen ocasionar la extensión del mismo a lo largo de centenares de kilómetros. Sin embargo, investigaciones realizadas recientemente conducen a una considerable modificación de este cuadro.

FIG. 6.9 Modelo de la estructura horizontal (arriba) y vertical (abajo) de un huracán. Las zonas punteadas representan la nubosidad y en la sección vertical aparecen también las zonas de precipitación. Los símbolos de las líneas de corriente hacen referencia al diagrama superior (basado en La Seur y Hawkins, 1963, y Fett, 1964).

En apariencia, existe un transporte de energía desde la circulación a escala de los cúmulos a la circulación en gran escala de la tormenta, realizado a través de la organización de las nubes en forma de espiral (fig. 6.9 y lámina 27); sin embargo, la naturaleza de este proceso se encuentra todavía en vías de investigación. Existen actualmente pruebas suficientes que .indican que los huracanes se forman a partir de perturbaciones ya existentes, pero, aunque muchas de ellas se desarrollan en forma de células cerradas de bajas presiones, son pocas las que alcanzan intensidad de huracán] La clave de este problema parece residir en la presencia de un anticiclón en la troposfera superior. Éste es esencial para que se produzca divergencia en niveles altos (véanse figs. 3.6 y 3.14) y a su vez permite

el desarrollo de presiones muy bajas y vientos de gran velocidad en las proximidades de la superficie. Una característica típica de los huracanes es su vórtice cálido, mientras que otras depresiones tropicales y tormentas incipientes tienen como núcleo una zona fría de la que provienen los chubascos. Este núcleo cálido se desarrolla por la acción de torres de 100 a 200 cumulonimbos que desprenden calor latente de condensación-aproximadamente un 15 % del área de las bandas de nubes está dando lluvia en un momento dado. Las observaciones realizadas indican que, aunque estas «torres cálidas» constituyen tan sólo un 1 % de la zona tormentosa dentro de un radio de unos 400 km, su influencia es suficiente para alterar todo lo que las rodea. El núcleo cálido resulta vital para el crecimiento del huracán porque intensifica el anticiclón de las capas superiores, conduciendo a un efecto de «realimentación» por estimulación de la entrada de un flujo dé calor y humedad en las capas inferiores, que a su vez intensifica la actividad convectiva, el desprendimiento de calor latente y, por consiguiente, el aumento de presión en los niveles superiores. La circulación térmica directa transforma el incremento de calor en energía potencial, una pequeña parte de la cual (aproximadamente el 3 %) se convierte en energía cinética. El resto es transportado por la circulación anticiclónica hasta una altura de unos 12 km (200 mb). En el «ojo» o región más interna de la tormenta el calentamiento adiabático del aire descendente acentúa las altas temperaturas (fig. 6.9), aunque, puesto que también se observan temperaturas altas en las masas de nubes que constituyen las paredes del «ojo», es posible que el aire subsidente sea tan sólo un factor adicional. El ojo tiene un diámetro aproximado de 300 a 500 km y en él el aire se encuentra virtualmente en calma, pudiendo llegar a romperse la capa de nubes. Los mecanismos que ocasionan la formación del ojo son aún casi desconocidos. Si el aire que gira conservase su momento cinético absoluto, la velocidad del viento se haría infinita en su centro, hecho que es evidente que no se produce. Los fuertes vientos que rodean el ojo están más o menos en equilibrio ciclostrófico y la pequeña distancia radial hace que la aceleración centrípeta sea muy elevada (véase pág. 142). El aire se eleva cuando el gradiente baroclínico ya no puede empujarlo más hacia dentro. Es posible que los yunques de cumulonimbos jueguen un papel vital en el complejo vínculo entre las circulaciones horizontal y vertical alrededor del ojo, por redistribución del momento angular, de forma que se establezca una concentración de rotación cerca del centro. La aportación de calor y humedad, en combinación con el escaso rozamiento en la superficie del mar, el desprendimiento de calor latente por condensación y el aire extraído en altura son condiciones esenciales para el mantenimiento de la intensidad de los huracanes. Tan pronto

como disminuye uno de estos efectos, mengua la intensidad de la tormenta. Esto puede ocurrir con bastante rapidez si la trayectoria (determinada por el flujo general de la troposfera superior) conduce el vórtice sobre una superficie del mar fría o sobre la tierra. En el último caso, el aumento de rozamiento acelera el proceso de rellenado, mientras que el corte del suministro de humedad elimina una de las principales fuentes de calor. También se produce esta desaparición rápida cuando interviene en la circulación aire frío o cuando la zona de divergencia en altura se aleja de la borrasca. Los huracanes se mueven generalmente a una velocidad de 16 a 24 kilómetros por hora controlados principalmente por la velocidad del núcleo cálido superior. Casi invariablemente se vuelven a curvar hacia el polo alrededor de los bordes occidentales de las células subtropicales de altas presiones, penetrando en la circulación de los vientos del Oeste, donde desaparecen o degeneran en depresiones extratropicales (lám. 17). Algunos de estos sistemas conservan una intensa circulación y los fuertes vientos y las olas que los acompañan pueden producir todavía grandes daños. Esto se produce con cierta frecuencia a lo largo de la costa atlántica de Estados Unidos y, en ocasiones, del Canadá oriental. De manera similar, en la parte occidental del Pacífico septentrional, los tifones recurvados constituyen uno de los elementos principales del clima de Japón (véase el apartado D.4 del presente capítulo) y puede tener lugar en cualquier mes. La frecuencia de tifones en Japón y los mares que lo rodean es de 12 por año. En resumen: el huracán se desarrolla a partir de una perturbación inicial que, en condiciones ambientales favorables, crece hasta convertirse primero en una depresión tropical y posteriormente en una tormenta tropical (con velocidades del viento comprendidas entre 17 y 33 m/s). La fase de tormenta tropical puede persistir unos 4 o 5 días, mientras que la fase de huracán dura tan sólo unos 2 o 3 días. El calor latente que proviene de la condensación del vapor de agua constituye su principal fuente de energía, razón por la cual los huracanes se generan y adquieren cada vez mayor fuerza sólo dentro de los confines de los océanos cálidos. La tormenta tropical de núcleo frío se transforma en un huracán de núcleo cálido por la acción del calor latente desprendido por las torres de cumulonimbos, fenómeno que origina o intensifica una célula anticiclónica en la troposfera superior. De este modo, el flujo saliente en los niveles superiores provoca la entrada y ascenso del flujo en los niveles inferiores, con lo que la generación de energía potencial (a partir del calor latente) y la transformación de ésta en energía cinética son continuas. El ojo interior que se forma durante la fase de tormenta tropical de núcleo frío constituye un elemento esencial del ciclo de los huracanes.

b. Otras depresiones tropicales. No todos los sistemas ciclónicos que se forman en los trópicos pertenecen a la variedad de los huracanes. Existen otros dos tipos principales de vórtice ciclónico. Uno es la llamada «depresión del monzón», que afecta a la parte meridional de Asia durante el verano. Esta depresión es excepcional en cuanto a que el flujo procede del Oeste en los niveles bajos y del Este en la troposfera superior (véase fig. 6.22). Se describe más ampliamente en el apartado D.4 del presente capítulo. Los sistemas del tipo segundo son generalmente débiles en las proximidades de la superficie, pero están bien desarrollados en la troposfera media. En el Pacífico nororiental y el Océano índico estas borrascas se conocen con el nombre de ciclones subtropicales. Gran parte de ellos se desarrollan en las latitudes bajas a partir de una onda fría de los niveles superiores que se desprende del chorro del Oeste (véase capítulo 4, G.4). Poseen un amplio ojo de aproximadamente 150 km de radio en el que la nubosidad es escasa, rodeado por un cinturón de nubes y precipitación de unos 300 km de anchura. A finales de invierno y en primavera, la mayor parte de la precipitación que se recoge en las islas Hawái procede de tormentas de este tipo. Estos ciclones son muy persistentes y tienden a ser absorbidos finalmente por una vaguada de los vientos del Oeste de las capas superiores de la atmósfera. Perturbaciones semejantes a las descritas se producen en verano sobre el Mar Arábigo y contribuyen a las lluvias veraniegas («monzón») del noroeste de la India. Estos sistemas presentan un movimiento hacia arriba principalmente en la capa superior de la troposfera. Su desarrollo puede estar ligado a la salida de aire a niveles superiores de la vorticidad ciclónica desde la persistente borrasca cálida de la India septentrional. 3. Sistemas subsinópticos Las agrupaciones de nubes han sido estudiadas en primer lugar a partir de las fotografías tomadas por satélites de los océanos Atlántico y Pacífico tropicales. Su definición es bastante arbitraria, pero pueden extenderse por un área de 2° cuadrados hasta 12° cuadrados. Es importante notar que la actividad convectiva más sobresaliente ha pasado cuando la cubierta nubosa se hace más extensa por la dispersión de las capas de cirros. Las agrupaciones en el Atlántico, definidas como más del 50 % de la capa de nubes que se extiende sobre un área de 3° de lado, tienen unas frecuencias máximas de 10-15 agrupaciones mensuales cerca de la ITC y también a 15°-20°N en el Atlántico occidental sobre zonas con una temperatura de la superficie marina alta. Consisten en la agrupación de células mésoscálicas convectivas con el sistema provisto de una profunda

capa de flujo convergente (véase fig. 6.2). Algunas persisten durante sólo uno o dos días, pero muchas se desarrollan dentro de ondas de escala sinóptica. Aún se han de determinar muchos aspectos de su desarrollo y papel. 4. Sistemas mesoscálicos Dos sistemas lineales bien conocidos pueden ser descritos en esta categoría. Son las «líneas de perturbación» de África occidental y las líneas de turbonada (conocidas como «sumatras») de Malaca. Estas últimas atraviesan Malaca, procedentes del Oeste, en las primeras horas de la mañana durante el monzón del Sudoeste y, al parecer, son originadas por los efectos de convergencia de las brisas marinas en los estrechos de Malaca. La línea de perturbación se da en África oriental en el semestre veraniego, cuando el aire del monzón sudoccidental de bajo nivel es invadido por aire seco y caliente del Sahara. El proceso físico es análogo al de la línea de turbonada de las latitudes medias (fig. 4.23; cf. también página 234). Tienen una longitud de varios centenares de kilómetros y se dirigen hacia el Oeste a través de África occidental con una velocidad de aproximadamente 50 km/h, dando lugar a turbonadas y tormentas antes de su disipación sobre áreas de aguas frías del Atlántico Norte. La lluvia de primavera y otoño de África occidental se debe en gran parte a estas perturbaciones. La figura 6.10, correspondiente a Kortright (Freetown, Sierra Leona), ilustra las cantidades diarias de precipitación recogidas en 1960-1961 asociadas a líneas de perturbación a 8°N. Las lluvias del monzón de verano constituyen la mayor parte del total de la precipitación pero hacia el Norte su contribución disminuye. Por ejemplo, en 1955 las líneas de perturbación contribuyeron aproximadamente al 30 % de la precipitación total que se recibió en la costa de Ghana y al 90 % de la misma en el Norte del territorio. Los sistemas de vientos mesoscálicos "de los trópicos se discutirán en las págs. 352-358. D.

EL MONZÓN DE ASIA

El nombre «monzón» proviene de la palabra árabe mausim, que significa «estación», lo que explica su aplicación a los cambios estacionales a gran escala que tienen lugar en el régimen de vientos. Estos cambios son notables en Asia por su inmensa extensión y por la penetración de su influencia, que se deja sentir más a l l á d e las latitudes, tropicales. Así, por ejemplo, la circulación superficial sobre China refleja este cambio estacional:

Fig. 6.11 Regiones en las Que se produce una variación estacional del viento en superficie de al menos 120°. Se indica también la frecuencia del octante prevaleciente (según Chromov; adaptado de Flohn, 1960). Enero

julio

China septentrional

el 60 % de los vientos proceden del O, NO y N

el 57 % de los vientos proceden del SE, S y SO

China sudoriental

el 88 % de los vientos proceden del N, NE y E

el 56 % de los vientos proceden del SE, S y SO

Sin embargo, éstas variaciones estacionales del viento en superficie están bastante extendidas y tienen lugar en muchas regiones que no eran consideradas tradicionalmente como monzónicas (fig. 6.11). Aunque existe un cierto paralelismo entre estas regiones tradicionales y las que registran una frecuencia superior al 60 % de casos en que el viento sopla desde un octante distinto al prevaleciente, es evidente que diversos mecanismos, no relacionados entre sí, pueden producir cambios estacionales de viento altamente significativos. Tampoco es posible establecer una relación simple entre la estacionalidad de la lluvia (fig. 6.12) y el desplazamiento estacional del viento. Áreas tradicionalmente .designadas como monzónicas incluyen algunas de las áreas tropicales y subtropicales que experimentan un máximo de precipitación en verano, y muchas de ellas tienen un doble máximo de precipitación. Está claro que es necesaria una "combinación de criterios (p. ej., de las figs. 6.11 y 6.12) para conseguir una definición adecuada de las áreas monzónicas.

Durante el verano, la Vaguada Ecuatorial y los anticiclones subtropicales se encuentran generalmente desplazados hacia el Norte, a consecuencia de la cambiante distribución del calentamiento solar en la tierra, y en Asia meridional este movimiento se amplifica por los efectos de la masa continental. Sin embargo, la atractiva simplicidad de la explicación tradicional, que supone la existencia de una «brisa marina» monzónica dirigida hacia una baja térmica de verano situada sobre el continente, no constituye, desgraciadamente, una base adecuada para comprender el funcionamiento del sistema. El régimen monzónico de Asia es consecuencia de la interacción de factores planetarios y regionales, tanto en la superficie como en la troposfera superior. Resulta conveniente, por tanto, considerar sucesivamente todas las estaciones. 1.

Invierno

En las proximidades de la superficie, ésta es la estación del «monzón de invierno», pero en altura domina la corriente del Oeste. Esto, tal como ya hemos visto, refleja la distribución general de presión. Sobre el interior del continente se centra una delgada capa de aire frío de presión alta, pero desaparece ya incluso a 700 mb (véase fig. 3.18), donde existe una vaguada sobre Asia oriental y circulación zonal sobre el continente. Los vientos del Oeste de niveles superiores se dividen en dos corrientes al norte y al sur de la meseta del Tíbet (fig. 6.13), cuya altura excede de los 4000 m, sobre una extensa zona, para volver a reunirse en las proximidades de la costa oriental de China (fig. 6.14). Estas dos ramas se han atribuido al efecto separador de la barrera topográfica sobre la corriente de aire, pero el chorro septentrional puede estar situado bastante lejos de la meseta del Tíbet y también se encuentran dos corrientes más al Oeste, donde no se interpone ningún obstáculo al flujo del aire. La rama situada sobre la India septentrional corresponde a un fuerte gradiente térmico latitudinal (de noviembre a abril) y es probable que este factor, en combinación con el efecto de la barrera hacia el Norte, sea responsable del estancamiento de la posición del chorro meridional. Esta rama meridional es más fuerte, con una velocidad media superior a 66 m/s a 200 mb, si se compara con los 20-25 m/s de la rama septentrional. Cuando ambas se reúnen, sobre China septentrional y el Japón meridional, su velocidad media excede de 66 m/s. El aire que desciende por debajo de esta corriente superior del Oeste ocasiona vientos secos del Norte procedentes del anticiclón subtropical, que soplan sobre la India noroccidental y Pakistán. En la superficie, el viento es del Noroeste en la mayor parte de la India septentrional y se transforma en viento del Nordeste en Birmania y Bangladesh y del Este

Fig. 6.14 Circulación característica del aire en el Sur y Este de Asia en invierno (según Thompson, 1951; Flohn, 1960, y Frost y Stephenson, 1965, y otros). Las líneas continuas indican el flujo del aire a aproximadamente 3000 m y las de trazos el flujo a unos 600 m. Los nombres hacen referencia a los sistemas de vientos en altura.

en la India peninsular. También es igualmente importante el efecto de guía ejercido por el chorro superior sobre las depresiones invernales en la India septentrional. Las borrascas, que normalmente no son frontales, penetran aparentemente a través del Oriente Medio procedentes del Mediterráneo y constituyen importantes fuentes de precipitación para la India septentrional y el Pakistán (por ejemplo, en Kalat, fig. 6.15), especialmente porque tiene lugar cuando la evaporación es mínima. Algunas de estas depresiones procedentes del Oeste continúan hacia el Este, reactivándose en la zona de confluencia de la corriente en chorro situada aproximadamente a 30°N y 105°E sobre China, más allá de la zona de subsidencia de la ladera contigua a sotavento del Tíbet (fig. 6.13), y resulta significativo que el eje medio de la corriente en chorro que atraviesa China en invierno guarda estrecha relación con la distribución invernal de las precipitaciones (fig. 6.16). Otras depresiones que afectan a

FIG. 6.15 Precipitación mensual media en seis estaciones situadas en la India peninsular (basado en «CLIMAT», Normal’s of the World Meteorological Organization for 1931-60). El total anual en centímetros aparece después del nombre de cada estación.

FIG. 6.16 Corriente en chorro media de invierno a 12 km sobre el Extremo Oriente y precipitación invernal media en China (en centímetros) (según Mohri y Yeh; de Trewartha, 1961).

la China central y septentrional se mueven dentro del tinturen de vientos del Oeste al norte del Tíbet o bien son originadas por irrupciones de aire cP. En la parte posterior de estas depresiones se producen invasiones de aire muy frío (por ejemplo, las ventiscas de «buran» de Mongolia y Manchuria). El efecto de estas olas de frío comparables a los «nortes» del Centro y Sur de los Estados Unidos, consiste principalmente en reducir las temperaturas medias. La temperatura media en invierno en la parte meridional de China, menos protegida, es sensiblemente inferior a las de las correspondientes latitudes en la India y, por ejemplo, las temperaturas en Calcuta y Hong-Kong (ambas situadas aproximadamente a 22 ¿°N) son, respectivamente, de 19 y 16°C en enero y 22 y 15°C en febrero. 2.

Primavera

La clave del cambio durante esta estación de transición parece encontrarse, una vez más, en la configuración de la corriente de las capas superiores. En marzo, los vientos superiores del Oeste inician su migración estacional hacia el Norte, pero, mientras que el chorro del Norte se intensifica y

empieza a extenderse a través de China central, penetrando en el Japón, la rama meridional permanece situada al sur del Tibet y su intensidad se hace cada vez menor. En la India septentrional, el tiempo se hace caluroso y seco y son frecuentes las turbonadas, como consecuencia de una mayor insolación. En Nueva Delhi las temperaturas medias ascienden de 23°C en marzo hasta 33 °C en mayo. La depresión térmica (véase cap. 4, G.2) alcanza su intensidad máxima en esta época, pero aunque se desarrollan vientos costeros que soplan hacia la orilla, el monzón tarda aún un mes en interrumpirse y los demás mecanismos dan lugar sólo a una precipitación muy limitada. En el Norte se registra alguna precipitación, debida a las «perturbaciones de los vientos del Oeste», especialmente hacia el delta del Ganges, donde la penetración, en niveles bajos, de aire cálido y húmedo desencadena tormentas convectivas conocidas como «noroestes». En el Noroeste, donde la humedad es menor, la convección da lugar a violentas turbonadas y tempestades de polvo denominadas «andhis». El mecanismo de estas tormentas no es aún perfectamente conocido, aunque, al parecer, es esencial en ellas la divergencia a niveles altos en las ondas de la corriente en chorro subtropical del Oeste. La temprana aparición de las lluvias de verano en Bengala, Bangladesh, Assam y Birmania (p. ej., Chittagong, fig. 6.15) se ve favorecida por una vaguada en los vientos del Oeste producida orográficamente a 300 mb y situada a aproximadamente 85°-90° E en mayo. La convergencia a niveles bajos de aire marítimo procedente del Golfo de Bengala, combinada con la divergencia en las capas superiores en la parte anterior de la vaguada de 300 mb, genera turbonadas. Otra fuente de estas lluvias tempranas son las perturbaciones tropicales en el Golfo de Bengala. También Ceilán y el Sur de la India (p. ej., Minicoy, fig. 6.15) reciben precipitación durante esta estación, como consecuencia del movimiento hacia el Norte de la Vaguada Ecuatorial. China no tiene una estación cálida premonzónica equivalente a la de la India. En China septentrional persiste el monzón de invierno del Nordeste a niveles bajos (reforzado por el aire de los vientos superiores del Oeste que subside) e incluso en el Sur sólo empieza a ser sustituido por aire tropical marítimo en los meses de abril y mayo. Por consiguiente, en Cantón las temperaturas medias ascienden desde sólo 17°C en marzo hasta 27°C en mayo y son unos 6°C inferiores a los valores medios de la temperatura reinante en la India septentrional. En primavera las depresiones del Oeste son más frecuentes en China. En ésta estación se forman principalmente sobre Asia centraba medida que empieza-a debilitarse el anticiclón continental; también se desarrollan muchas de ellas en la zona de confluencia deja corriente en chorro.

El número de depresiones que, como promedio atravesaron China cada mes durante los años comprendidos entre 1921 y 1931 fue el siguiente: E F 7 8

M 9

A 11

M 10

J 8

J 5

A 3

S 3

Ó 6

N 7

D 7

Año 85

Por consiguiente, las lluvias son más frecuentes en primavera que en invierno sobre la mayor parte de China central y meridional: los tres meses de marzo, abril y mayo registran de un cuarto a un tercio de la precipitación anual. 3.

Comienzos de verano

desviada finalmente hacia el norte de la meseta. Sobre la India, la Vaguada Ecuatorial se traslada hacia el Norte a cada debilitamiento de los vientos superiores del Oeste al sur del Tíbet, pero el «coletazo» final del monzón, que coincide con la llegada de los húmedos vientos del Sudoeste de niveles bajos, no se produce hasta que la circulación en las capas superiores ha adquirido la configuración típica del verano (fig. 6.17). Los cambios a bajo nivel están relacionados con el establecimiento en niveles superiores de una corriente en chorro procedente del Este sobre Asia meridional aproximadamente a 15° N. Existe una teoría que propone que esto tiene lugar en junio, cuando la vaguada situada entre las células anticiclónicas subtropicales del Pacífico occidental y el mar Arábigo al nivel de 300 mb se mueve en dirección Noroeste desde la posición de 15° N, 95° E, que ocupa en mayo, hacia la parte central de la India. En apariencia, este movimiento del monzón en dirección Noroeste (fig. 6.18) está relacionado con la extensión sobre la India de los vientos del Este de la troposfera superior.

Generalmente, durante la última semana de mayo empieza a desaparecer la corriente meridional, haciéndose primero intermitente y siendo

FIG. 6.17 Circulación característica del aire en el Sur y Este de Asia en verano (según Thompson, 1951; Flohn, 1960; Frost y Stephenson, 1965, y otros). Las líneas continuas indican el flujo del aire a aproximadamente 6000 m y las de trazos el flujo a unos 600 m. Nótese que el flujo de niveles bajos es muy uniforme entre 600 y-3000 m.

FIG. 6.18 Avance del monzón de verano sobre el Sur y Este de Asia, basado en: para la India, el comienzo de la estación de las lluvias (según Chatterjee, 1953); para China, la desviación hacia el Norte del valor de 24°C correspondiente a ¡a media para 5 días de la temperatura del termómetro húmedo (según Tu y Hwang, 1944); para el Japón, la aparición de las «lluvias bai-u» (según Takahashi, 1955, y, entre paréntesis, según Kurashima, 1968).

La reorganización de la corriente del aire de las capas superiores tiene amplios efectos en Asia meridional. Está directamente relacionada con las lluvias de «Mai-yu» de China (que alcanzan un máximo entre el 10 y el 15 de junio aproximadamente), con la formación del monzón del Sudoeste de la India y la retirada hacia el Norte de los vientos superiores del Oeste sobre la totalidad del Oriente Medio. Sin embargo, es preciso hacer hincapié en el hecho de que aún no se conoce con seguridad hasta qué punto estos cambios son debidos a los fenómenos que tienen lugar en las capas superiores de la atmósfera o si la aparición del monzón inicia un reajuste en la circulación del aire de niveles superiores. Es evidente que la presencia de la meseta del Tíbet reviste cierta importancia, incluso aunque no constituya una barrera significativa para la corriente de aire. El calentamiento de la meseta a comienzos del verano se traduce en la formación sobre ella de un anticiclón térmico (véase fig. 3.14) sobre una área al nivel de 500 mb o por encima de él, cubriendo una baja cálida cerca de la superficie de la meseta. Al producir un flujo del este en la parte sur del anticiclón, es indudable que este hecho contribuye a la desaparición de la rama meridional del chorro del Oeste. Al mismo tiempo, la actividad convectiva premonzónica que tiene lugar sobre la parte Sudoriental de la meseta del Tíbet proporciona una fuente adicional de calor para el anticiclón de la troposfera superior, debido al desprendimiento de calor latente. Está claro que las interacciones entre el régimen monzónico de la India y la cordillera tibetana son decididamente complejas. Sobre China los vientos zonales del Oeste se retiran hacia el Norte en mayo y junio y la corriente de aire del Oeste se concentra al norte de la meseta del Tíbet. Los vientos ecuatoriales del Oeste se extienden sobre el Sudeste asiático procedentes del océano Indico, produciendo una masa de ah-e cálido y húmedo de un espesor superior a 3000 m. Contrariamente a lo que se suponía antes, el Pacífico constituye una fuente de humedad sólo cuando los vientos tropicales del Sudeste se extienden hacia el Oeste afectando a la costa oriental. La mayor parte de la precipitación que se recoge en verano sobre China al sur de los 3Q°-35° N proviene de la extensión hacia el Nordeste de la corriente monzónica de Asia meridional, hecho al parecer relacionado con las olas que se producen en el flujo y que crean zonas de convergencia de velocidad (véase fig. 3.6 A). La parte central de China también se ve afectada por perturbaciones débiles que se dirigen hacia el Este a lo largo del valle del Yang-tse y por frentes fríos ocasionales procedentes del Noroeste.

4

Verano

Hacia mediados de julio el aire monzónico reina sobre la mayor parte del Sur y el Sudeste asiático (fig. 6.17) y en la India la Vaguada Ecuatorial se halla situada aproximadamente a 25° N. Al norte de la meseta del Tíbet se encuentra una corriente superior del Oeste bastante débil con una célula subtropical de altas presiones sobre la meseta. El monzón del Sudoeste está cubierto en Asia meridional por fuertes vientos superiores del Este con un pronunciado chorro a 150 mb (unos 15 km), que se extiende hacia el Oeste a través del sur de Arabia y África (fig. 6.19). Hasta ahora no se ha observado corrientes procedentes del Este sobre el Atlántico o el Pacífico tropicales. La corriente está relacionada con un intenso gradiente lateral de temperatura en el que el aire de las capas superiores se hace progresivamente más frío hacia el Sur. Una importante característica de la corriente del chorro tropical del Este es la localización del cinturón principal de lluvias de verano al lado derecho (es decir al norte) de su eje, corriente arriba de la región donde se da el viento máximo y en el lado izquierdo corriente abajo, excepto en aquellas zonas en que predominan los efectos orográficos (fig. 6.19). El máximo medio de la corriente se encuentra situado aproximadamente a 15° N y 50-80° E.

FIG. 6.20 Porcentaje de la contribución de ¡a precipitación monzónica (de junio a septiembre) al total anual (según Rao y Ramamoorthy, 1960, del Indian Meteorological Department, 1960, y Ananthakrishnan y Rajagopalachari, 1964; en Hutchings, 1964).

Fig. 6.22 Depresiones monzónicas a las 12.00 OMT el 4 de julio de 1957. El diagrama superior representa la altura (Decámetros geopotenciales) de la superficie de 500 mb, y el inferior las isóbaras a nivel del mar. Las líneas de trazos del diagrama inferior representan la Vaguada Ecuatorial. Las zonas de precipitación aparecen rayadas oblicuamente (basado en los mapas del Año Geofísico Internacional del Deutscher Wetterdienst).

La corriente monzónica en la India no va asociada a una determinada clase de tiempo a pesar del hecho de que gran parte del país recibe el 80 % o más de su precipitación anual durante la estación del monzón (fig. 6.20). En el Noroeste existe una delgada cuña de aire monzónico recubierta por aire continental subsidente (fig. 6.21), y es evidente que la superficie frontal es inactiva en lo que al tiempo se refiere. La inversión evita la convección y, en consecuencia, durante los meses de verano la precipitación recibida en el árido Noroeste, del continente es nula o muy escasa (por ejemplo, en Bikaner y Kalat, fig. 6.15). En las proximidades del golfo de Bengala y a lo largo del valle del Ganges, los principales mecanismos meteorológicos en verano son las «depresiones monzónicas» (véase pág. 331), que' generalmente se dirigen hacia el Oeste o el Noroeste a través de la India, guiadas por los vientos superiores del Este. Se producen en promedio unas dos veces al mes, aparentemente cuando una vaguada de las capas superiores se superpone

a una perturbación superficial en el Golfo de Bengala. La figura 6.22 indica que las principales zonas de precipitación se encuentran situadas al sur de la Vaguada Ecuatorial (en el cuadrante sudoccidental de las depresiones monzónicas, semejando una depresión de las latitudes medias invertida), y también tienden a producirse en las costas y montañas orientadas a barlovento de India, Binnania y Malaya. Sin estas perturbaciones la distribución de las lluvias monzónicas estaría mucho más controlada por la orografía. Recientemente se ha descubierto que el flujo monzónico del sudoeste tiene lugar parcialmente en forma de una corriente en chorro de 15 a 45 m/s a un nivel de sólo 1000-1500 m. Este chorro fluye hacia el noroeste desde Madagascar, cruza el ecuador desde el sur sobre África oriental, donde su núcleo a menudo se distingue por una banda de nubes (parecida a la de la lám. 11) y donde puede producir una precipitación local excesiva, y es luego desviada hacia el nordeste a través del Mar de Arabia hacia la costa occidental de la península de la India. La corriente del Sudoeste que sopla sobre el Océano índico es bastante seca en las cercanías del ecuador, con excepción de una delgada capa húmeda próxima a la superficie. Adquiere humedad sobre el mar Arábigo, aunque incluso allí una inversión indica la presencia de un aire más seco en las capas superiores, originado quizá sobre Arabia o África oriental. La inestabilidad convectiva se desprende tan sólo cuando el aire disminuye su velocidad y converge en la costa, viéndose forzado a elevarse para atravesar los Ghats occidentales. En Mangalore (13° N) llueve por término medio 25 días en junio, 28 en julio y 25 en agosto. Los promedios de precipitación mensual son respectivamente de 98, 106 y 58 era, que constituyen el 75 % de la precipitación total anual. En la ladera de sotavento de los Ghats las cantidades son mucho menores y existen zonas semiáridas que reciben menos de 64 cm al año. En la India meridional, con excepción del Sudeste, existe una acusada tendencia de menor precipitación cuando la Vaguada Ecuatorial se encuentra en su posición más alejada hacia el Norte. En la figura 6.15 puede observarse un máximo en Minicoy en junio, con un máximo secundario en octubre, cuando la Vaguada Ecuatorial y las perturbaciones a ella asociadas se trasladan hacia el Sur. Este doble máximo se registra en la mayor parte del interior de la India peninsular al sur de unos 20° N y en Ceilán occidental, aunque el período en que la precipitación es máxima es otoño. Es importante darse cuenta de que las lluvias monzónicas varían altamente de unos años a otros, lo que contribuye a poner más de relieve el papel desempeñado por las perturbaciones en la producción de la precipitación dentro del ambiente favorable creado por los vientos -

húmedos del Sudoeste. Se producen interrupciones en las lluvias monzónicas cuando, durante los períodos en que el índice es bajo, los vientos del Oeste de las latitudes medias se desplazan hacia el Sur acompañados por el chorro, debilitando el anticiclón del Tíbet o desplazándolo hacia el Nordeste. La vaguada monzónica también se desplaza hacia el Norte, disminuyendo las lluvias sobre la mayor parte de la India. Las vaguadas del Oeste viajan siguiendo el borde meridional del Himalaya, dando lugar a lluvias intensas en las laderas de las montañas, pero escasas en los demás lugares. En parte, esto puede ser debido a la extensión hacia el Este, a través del centro de la India, del anticiclón subtropical que se encuentra situado sobre Arabia. En China y hacia el Este predominan en superficie los vientos del Sudoeste y los vientos en altura son débiles, existiendo tan sólo una corriente .del Este muy difusa sobre China meridional. Según los puntos de vista tradicionales, la corriente monzónica alcanza el norte de China aproximadamente en julio. El régimen anual de precipitaciones presenta un máximo claramente discernible en verano; así, por ejemplo, en Tient-sin (39° N) el 64 % de la precipitación anual se recoge durante julio y agosto. A pesar de ello, gran parte de la lluvia cae durante las tormentas asociadas a depresiones de poco espesor, y es dudosa en esta región la existencia de la ITCZ (véase fig. 6.1). Los vientos del Sur, a los que nos hemos referido anteriormente y que predominan sobre el norte de China en verano, no están forzosamente relacionados con la corriente monzónica situada más hacia el Sur. En realidad, esta idea proviene de la interpretación incorrecta de los mapas de líneas de corriente (o dirección instantánea de la corriente de aire) como si fueran de trayectorias del aire (o los caminos recorridos por las partículas). De hecho, la descripción del monzón sobre China de la figura 6.18 está basada en un valor de la temperatura del termómetro húmedo de 24"C. La actividad ciclónica en China septentrional es atribuible al Frente Polar del Pacífico occidental, que se forma entre el aire cP y el aire mT muy modificado.

En la parte central y meridional de China en los tres meses de verano se producen aproximadamente del 40 al 50 % de la precipitación medía anual; aproximadamente otro 30 % se recibe en primavera. En el Sudeste de China existe una singularidad en la precipitación en la primera mitad del mes de julio; al parecer, el mínimo secundario que se observa en el curso anual es el resultado de una extensión hacia el Oeste del anticiclón subtropical del Pacífico, situado sobre la costa de China. Sobre la parte meridional y central de Japón, los máximos de precipitación presentan una distribución semejante a la anterior (fig. 6.23), que comprende dos de las seis estaciones naturales que se han reconocido allí. Las lluvias más importantes se recogen durante la estación Bai-u

Fie. 6.23 Variación estacional de los valores normales diarios en Nagoya, Sur del Japón (arriba), que sugiere seis estaciones naturales (de Maejima, 1967). La figura inferior representa los promedios de 10 días de precipitación correspondientes a una estación del Sur del Japón. Las porciones en negro representan precipitación producida por circulación tifónica que alcanza su máximo durante la estación Shurin (según Saito, 1959; de Trewartha, 1961).

del monzón del Sudeste y son consecuencia principalmente del movimiento de ondas, zonas de convergencia y circulaciones cerradas en la corriente de aire tropical que rodea al anticiclón subtropical del Pacífico, aunque en parte se originan en una corriente del Sudoeste que es la extensión de la circulación monzónica del sur de Asia. A finales de julio y durante el mes de agosto, la circulación del Sudeste es desplazada hacia el Oeste de Japón por una extensión zonal del anticiclón subtropical, con lo que se produce un período de tiempo estable y soleado. El máximo secundario de precipitación correspondiente a la estación Shurin (septiembre y comienzos de octubre) coincide con una contracción hacia el Este del anticiclón subtropical del Pacífico que permite que los sistemas de bajas presiones y los tifones procedentes del Pacífico se desvíen en dirección Norte, hacia Japón. Aunque se cree que casi toda la lluvia de Shurin es de origen tifónico (fig. 6.23), es indudable que una gran parte de ella va asociada a los bordes meridionales de las borrascas y se mueve hacia el Norte siguiendo el Frente Polar del Pacífico (que se traslada hacia el Sur), porque las lluvias de otoño tienen una marcada tendencia a comenzar en el Norte del Japón para extenderse posteriormente hacia el Sur. 5. Otoño Durante el otoño se produce la retirada de la Vaguada Ecuatorial hacia el Sur y la rotura de los sistemas de circulación reinantes en verano. En octubre los vientos alisios del Este del Pacífico afectan al golfo de Bengala al nivel de 500 mb y originan perturbaciones en su confluencia con los vientos ecuatoriales del Oeste. Esta es.la época principal en que tienen lugar los ciclones del golfo de Bengala y son estas perturbaciones, más que el monzón del Nordeste, que sopla hacia la orilla, las que ocasionan el máximo de precipitación que se registra en los meses de octubre y noviembre en el Sudeste de la India (por ejemplo, en Madras, figura 6.15). Durante el mes de octubre, vuelve a establecerse la corriente del Oeste al sur de la meseta del Tíbet, con frecuencia en el plazo de algunos días, y se vuelve a la estación fría en la mayor parte del Sur y Este de Asia. E.

OTRAS FUENTES DE VARIACIONES DE CLIMA EN LOS TRÓPICOS

Hemos estudiado ya las principales variedades de tiempo y clima tropicales, aunque existen otros factores que contribuyen a crear contrastes muy acusados, tanto en el espacio como en el tiempo.

1. Variaciones diurnas Las variaciones diurnas son más apreciables en las zonas costeras situadas dentro del cinturón de los vientos alisios. Los regímenes de brisas terrestres y marítimas (véase cap. 3, C.3) están bien desarrollados, ya que el calentamiento del aire tropical sobre la tierra puede ser de hasta cinco veces el que se da sobre las áreas de agua adyacentes. La brisa marina generalmente tiene lugar entre las 8 y las 11 horas, alcanzando una velocidad máxima de 6-15 m/s aproximadamente entre las 13 y las 14 horas y descendiendo hacia las 20 horas. Puede llegar a los 1000 a 1200 m de altura con una velocidad máxima a una elevación de 200 a 400 m, y normalmente penetra a unos 20-30 km en el interior, a pesar de que su extensión puede llegar a los 150 km algunas veces. Las brisas marinas generalmente están asociadas con una pesada configuración de nubes cumuliformes. En las islas grandes y en condiciones de calma, las brisas marinas convergen hacia el centro, por lo que se observa un máximo de precipitación por-la tarde. En presencia de alisios persistentes, la configuración se desplaza en la dirección del viento, de forma que el aire que desciende puede situarse en el centro de la isla. En la figura 6.24 se ilustra un típico caso de máximo vespertino correspondiente a Nandi (Viti Levu, Fiji), en el Pacífico sudoccidental. Esta estación queda a sotavento tanto en la época húmeda como en la seca. Se cree que esta distribución de lluvias está muy extendida en los trópicos, pero en mar abierto y en las islas pequeñas parece que se produce un máximo durante la noche (generalmente con un punto extremo cerca del alba) e incluso las islas grandes pueden presentar este régimen nocturno cuando hay poca actividad sinóptica. En Rarotonga (fig. 6.24), el 54 % de la precipitación anual cae entre las 8 p.m. y las 8 a.m. Una de las teorías existentes al respecto mantiene que el enfriamiento radiativo nocturno de la parte superior de las nubes hace menos estables y favorece el crecimiento de las gotitas por la mezcla de las mismas a diferentes temperaturas (véase cap. 2, G). Este efecto sería máximo hacia el amanecer. Otro factor es que la diferencia de temperatura entre el mar y el aire y, en consecuencia, el calor que pasa del mar a la atmósfera son máximos entre las 3 y las 6 de la mañana. Existe todavía otra hipótesis, que propone que la oscilación de presión semidiurna favorece la convergencia y, por consiguiente, la actividad convectiva en las primeras horas de la mañana y de la noche y la divergencia y la disminución de convección hacia mediodía. La península de Malaca presenta regímenes de precipitación con grandes variaciones diurnas en verano. Los efectos de las brisas terrestres y marinas, de los vientos anabáticos y catabáticos y de la topografía -

comienzos de la noche, cuando las brisas marinas se extienden unos 30 km hacia el interior contra los vientos monzónicos del Sudoeste y se forman nubes convectivas en la corriente de brisa marina, más intensa, de la zona costera. En las montañas del interior, las lluvias de verano presentan un máximo por la tarde, debido al proceso de convección no obstaculizado. 2.

Efecto de la topografía

La configuración del relieve y de la superficie tienen una influencia considerable en las cantidades de precipitación recibidas por las regiones tropicales, en las que existen frecuentemente masas de aire cálido y húmedo. En las islas Hawái los totales anuales medios exceden de los 760 cm en las montañas; en el monte Waialeale (Kuai) se registra el mayor total anual del mundo: 1199 cm; sin embargo, las tierras situadas en la ladera de sotavento experimentan el efecto protector correspondiente y existen amplias zonas que recogen una precipitación inferior a 50 cm. En la misma Hawái las precipitaciones máximas se producen en las laderas orientales a unos 900 m, mientras que las cimas y las laderas occidentales del Mauna Kea y del Mauna Loa (de unos 4200 m), que se elevan por encima de la inversión de los alisios, reciben sólo de 25 a 50 cm. En la isla hawaiana de Oahu la precipitación máxima se registra en las laderas occidentales, situadas a sotavento de la cumbre (de 850 m) con respecto a los vientos alisios del Este. Las siguientes medidas, correspondientes a los montes Koolau, en Oahu, indican que la influencia de la orografía es muy pronunciada durante el verano, cuando la precipitación está asociada a los vientos del Este; sin embargo, en invierno, cuando la precipitación procede de las perturbaciones ciclónicas, está distribuida de manera uniforme:

Situación

FIG. 6.24 Variación diurna de la precipitación de la estación húmeda y seca en el Pacífico sudoccidental (según Finkelstein, 1964; en Hutchings, 1964). Las cantidades aparecen indicadas como desviaciones en tanto por ciento del promedio para 24 horas.

complican en gran manera la distribución de las lluvias por sus interacciones con la corriente monzónica del Sudoeste, situada a niveles bajos. Por ejemplo, existe un máximo nocturno en la región del estrecho de Malaca, asociado a la convección originada por la convergencia de las brisas terrestres de Malaca y Sumatra (cf. pág. 333), mientras que en la costa oriental de Malaca el máximo tiene lugar a finales de la tarde y -

Altura metros

Origen Viento alisios 23 mayo 3 sept. 1957

de la precipitación Perturbaciones 2-28 jun. 1957

ciclónicas 5-6 mar. 1957

Cima

850

71,3 cm

49,9 cm

32,9 cm

760 metros hacia la cima 7600 metros hacia la cima

625

121,0 cm

54,4 cm

37,0 cm

350

39,9 cm

46,7 cm

33,4 cm

(Según Mink, 1960)

Los Khasi Hills en Assam constituyen un ejemplo excepcional del efecto combinado de la configuración del relieve y de la superficie. Parte de la corriente monzónica procedente de la entrada del golfo de Bengala (fig. 6.17) es canalizada por la especial topografía hacia las tierras altas, y el pronunciado ascenso que sigue a la convergencia de la corriente de aire en la tierra baja en forma de embudo situada hacia el Sur hace que los totales de precipitación sean de los mayores del mundo. En Cherrapunji, situada a una altura de 1340 m, la precipitación anual media es de 1144 cm, y entre las cifras allí registradas podemos citar 569 cm en julio y 2299 cm en un año (véase fig. 2.23). En realidad, el relieve alto produce cambios importantes en las principales características del tiempo, por lo que es mejor tratarlo como un tipo especial de clima. La meseta de Kenia, situada en el ecuador, tiene una altura media de 1500 m, y sobre ella se alzan los tres picos volcánicos del Kilimanjaro (5800 m), Kenia (5200 m) y Ruwenzori (5200 m), en los que se encuentran glaciares perpetuos por encima de 4270 m. La precipitación anual en la cumbre del monte Kenia es aproximadamente de 114 cm, cantidad similar a las recogidas en la meseta de la parte Sur, pero en las laderas meridionales situadas entre 2100 y 3000 m y en las laderas orientales situadas entre 1400 y 2400 m, los totales exceden de 250 cm. Kabete (situada a una altura de 1800 m, cerca de Nairobi) presenta gran parte de las características de un clima tropical de montaña; tiene una oscilación anual de temperatura muy pequeña (las temperaturas medias mensuales son 19°C en febrero y 16°C en julio); gran variación diurna de temperatura (como promedio, 9,5°C en julio y 13°C en febrero) y la nubosidad media es elevada (como promedio 7-8/10). 3. Corrientes oceánicas frías En la zona situada entre las costas occidentales de los continentes y el borde oriental del anticiclón subtropical oceánico, la superficie del océano está relativamente fría (véase fig. 3.36). Esto es consecuencia del aporte de agua fría procedente de latitudes más altas por la acción de las corrientes dominantes, y del lento ascenso (a veces 1 metro en 24 horas) del agua de las capas intermedias debido al efecto Ekman (cap. 3, F.3) y a la divergencia en la costa (cap. 3, B.1). Esta concentración de agua fría ocasiona un lento enfriamiento del aire hasta el punto de rocío. Como consecuencia de ello, el aire cálido y seco se convierte en un aire relativamente frío, pesado y neblinoso, de temperatura bastante baja y que presenta escasas variaciones a lo largo de la costa occidental de América del Sur situada entre las latitudes de 4° S y 31° S y en las proximidades de África sudoccidental (8° S y 32° S). Así, Lima (Perú; altura: 111 m)

tiene una temperatura anual media de tan sólo 18,3°C y una oscilación anual media de sólo 6,8°C. El Callao (costa del Perú) tiene una media de temperatura anual igualmente baja (19,4°C), mientras que Bahía (en la misma latitud, pero en la costa del Brasil) tiene una cifra correspondiente de 25°C. A intervalos, el agua fría que aflora en el Perú es reemplazada por agua cálida. Este fenómeno, conocido como el Niño, del Niño Jesús, ya que comúnmente empieza en diciembre, se asocia con vientos del norte y fuertes lluvias. Parece que es causado por alisios más débiles y un desplazamiento hacia el sur de la ITC. Los principales fenómenos del Niño se dieron en 1925, 1941, 1957, 1965 y 1972. La ausencia de afloramiento de agua fría y nutrientes tiene como consecuencia la mortalidad masiva de peces y de las aves que se alimentan de ellos. Este efecto de las corrientes frías procedentes de la costa no se aprecia únicamente en las estaciones situadas en las cercanías de las costas, ya que es arrastrado tierra adentro durante el día, en todas las épocas del año, por una pronunciada brisa marina (cap. 3, C.3). A lo largo de las costas occidentales de América y África del Sur, el efecto protector contra los vientos alisios del Este dinámicamente estables ejercido por los Andes y las escarpas de Namibia respectivamente, permite incursiones de finas lenguas de aire frío procedentes del Sudoeste. Estas lenguas de aire están cubiertas, entre los 600 y 1500 m, por fuertes inversiones, que refuerzan las de los alisios que son allí débiles (véase fig. 6.5) y que impiden el desarrollo de células convectivas fuertes, excepto allí donde se produce un ascenso forzado orográficamente. Por consiguiente, aunque el fresco aire marítimo cubre de bruma y estratos bajos en forma casi ininterrumpida las vertientes occidentales inferiores de los Andes, y Swakopmund (África sudoccidental) registra en promedio 150 días de niebla al año, la precipitación recibida en las tierras bajas costeras es escasa. La precipitación anual media en Lima es sólo de 4,6 cm, aunque llovizna con frecuencia durante los meses invernales comprendidos entre junio y septiembre; la precipitación media anual en Swakopmund es de 1,6 cm. Las lluvias más intensas se producen en casos excepcionales, cuando los cambios de presión en gran escala ocasionan un cese de la brisa marina diurna o cuando el aire modificado procedente del Atlántico o del océano Índico meridional puede atravesar los continentes en el momento en que se ha perturbado la estabilidad dinámica normal de los vientos alisios. En África sudoccidental la inversión tiene una mayor tendencia a descomponerse durante octubre y abril, con lo que pueden formarse entonces tormentas de convección; así Swakopmund registró 5,1 cm de lluvia en un solo día en 1934. Sin embargo, en condiciones normales, la precipitación está limitada a las laderas de las montañas

4. Perturbaciones en las células de altas presiones subtropicales continentales Una fuente principal de variación climática en los márgenes subtropicales es la infrecuente presencia de perturbaciones de bajas presiones dentro de los núcleos de las células de altas presiones subtropicales continentales. Las dos más significativas son las células del Sahara y de Austra lia, que se fortalecen en invierno y son debilitadas en verano por la actividad térmica de bajo nivel. La predominancia de tiempo anticiclónico en el Sahara está marcada por las bajas cifras de precipitación media para esta región. Sobre la mayor parte del Sahara central la precipitación anual media es menor de 25 mm, excepto para las altas mesetas del Agar y el Tibesti, que reciben más de 100 mm. Algunas partes de Argelia occidental han estado al menos dos años sin más de 0,1 mm de lluvia en cualquier período de 24 horas, y la mayor parte del sudoeste de Egipto durante cinco años. Sin embargo, pueden esperarse lluvias tormentosas de 24 horas de casi 50 mm (más de 75 mm sobre las altas mesetas) en localidades dispersas FIG. 6.25 Estructura de la brisa marina en Colombia occidental (según López; de Fairbridge, 1967).

más elevadas orientadas hacia el mar. Desde el centro de Colombia hasta el Norte de Perú, la marea diurna de aire frío penetra tierra adentro unos 60 km, ascendiendo las vertientes orientadas al mar de la Cordillera Occidental y precipitándose sobre los valles longitudinales de los Andes al igual que el agua sobre una presa (fig. 6.25). La lámina 28 ilustra un flujo similar, que da lugar a un salto hidráulico corriente abajo donde el flujo pierde velocidad, en la ladera de sotavento de las montañas de Wyoming. Cuando la corriente asciende o se curva contra las pendientes orientadas al Oeste de los Andes colombianos, puede, en condiciones adecuadas, desencadenar inestabilidad conveccional en los alisios situados por encima y producir tormentas. Sin embargo, en África sudoccidental esta «marea» penetra -tierra adentro unos 130 km y se eleva 1800 metros a lo largo de las escarpas de Namibia sin producir mucha lluvia, porque no se genera inestabilidad conveccional y el enfriamiento adiabático del aire es compensado ampliamente por el calentamiento producido por el suelo cálido.

FIG. 6.26 Curso de una tormenta y la lluvia (mm) asociada de 5 horas durante septiembre de 1950 en los alrededores de Tamanrasset, cerca de las Montañas del Agar, en el sur de Argelia (parcialmente según Goudie y Wilkinson, 1977).

y, durante un período de 35 años de registro, tuvieron lugar intensidades excesivas de lluvia de corta duración en las cercanías de las laderas de la cara oeste en Argelia, tales como Tamanrasset (46 mm en 63 minutos, fig. 6.26), El Golea (8,7 mm en 3 minutos) y Beni Abbes (38,5 mm en 25 minutos). Durante el verano, la variabilidad de la precipitación

se introduce en el sur del Sahara por la penetración variable hacia el norte de la Zona de Convergencia Intertropical (véase cap. 2, 1.5), que permite a su debido tiempo que penetren lenguas de aire húmedo del sudoeste hacia el norte y que se produzcan centros de bajas presiones de corta duración. Incluso en los inviernos más estables, cuando el Sahara está dominado por la extensión hacia el este del anticiclón de las Azores, penetran muy ocasionalmente vaguadas de frente frío hacia el sur desde el Mediterráneo, llevando fuertes lluvias a áreas restringidas del desierto. En diciembre de 1976, una depresión de este tipo produjo una lluvia de 40 mm durante dos días en el sur de Mauritania. La célula de altas presiones que se encuentra sobre Australia central inhibe de forma similar las cantidades medias de lluvia, que totalizan menos de 250 mm anuales sobre un 37 % de todo el territorio. Realmente, una estación excedió de 230 mm en sólo 1 de 42 años consecutivos. Los detallados trabajos sobre las variaciones de presión de esta célula sugieren que la célula anticiclónica aparentemente estable es en realidad causada por la intensificación local de la progresión constante de anticiclones que viajan hacia el este. Así, su variación en intensidad estacional y a corto plazo permite el flujo periódico de entrada de las masas de aire tropical marítimo circundantes de los océanos Pacífico e índico y aire polar marino del sur. Las fuertes lluvias ocasionales en el núcleo de altas presiones pueden ser el resultado de las incursiones hacia el norte de vaguadas que transportan aire mP en enero y extensiones hacía el este de aire mT del océano índico en julio (fig. 6.27).

RESUMEN

FIG. 6.27 Frecuencias de las masas de aire, áreas de origen, direcciones del viento y dominancia de la célula anticiclónica cT sobre Australia en verano (arriba) y en invierno (abajo) (según Gentilli, 1971).

La atmósfera tropical difiere significativamente de la de las latitudes medias. Los gradientes de temperatura son generalmente débiles y los sistemas meteorológicos son reducidos principalmente por una convergencia de corrientes de aire que causa convección en la capa superficial húmeda. Las fuertes diferencias longitudinales en el clima existen como resultado de las zonas de subsidencia (ascenso) en los márgenes orientales (occidentales) de las células de altas presiones subtropicales. En los océanos orientales existe típicamente una fuerte inversión de los vientos alisios a unos 500 m, con aire seco que baja por encima, que produce buen tiempo. Corriente abajo está cubierta estable es elevada gradualmente por las nubes convectivas cuando el alisio sopla hacia el oeste. Las masas nubosas se organizan frecuentemente en «agrupaciones» amorfas a una escala subsinóptica. Los sistemas de alisios de los dos hemisferios convergen, pero no de una forma continua espacial o temporalmente. Esta Zona de Convergencia Intertropical también

se desplaza hacia los polos sobre los sectores de tierra en verano, asociada con los regímenes monzónicos de Asia, África y Australia. Las perturbaciones de onda en los vientos del este tropicales son bastante variables en cuanto a su carácter. La «clásica» onda del este detectable en primer lugar en los mapas de líneas de corrientes o en las imágenes tomadas por satélites, tiene una formación de nubes máxima y precipitación detrás (al este) de la línea de vaguada. Esta distribución sigue de la conservación de la vorticidad potencial por parte del aire. Aproximadamente el 10 % de las perturbaciones de onda se intensifican posteriormente para convertirse en tormentas tropicales o ciclones. Este desarrollo requiere una superficie del mar caliente y una convergencia de bajo nivel para mantener el suministro de calor sensible y latente y una divergencia de alto nivel para mantener el ascenso. Las «torres calientes» de cumulonimbos, sin embargo, son responsables de una pequeña fracción de las bandas espirales de nubes. Los ciclones tropicales son más numerosos en los océanos occidentales del hemisferio norte en las estaciones de verano-otoño. La reversión del viento estacional de los monzones del sur de Asia es el producto de influencias globales y regionales. La barrera orográfica del

Himalaya y de la meseta Tibetana juega un papel importante. En invierno, la corriente en chorro subtropical del oeste está anclada al sur de las montañas. La subsidencia tiene lugar sobre el norte de la India, dando lugar a vientos (alisios) de superficie del nordeste. Depresiones ocasionales del Mediterráneo penetran en el noroeste de la India y Pakistán. La inversión de circulación en verano es conducida por el desarrollo de un anticiclón superior sobre la elevada meseta Tibetana con un flujo superior del este sobre la India. Este cambio es acompañado por la extensión hacia el norte de vientos del sudoeste de bajo nivel en el océano índico, que aparecen en primer lugar en el sur de la India y a lo largo de la costa de Birmania y luego se extienden hacia el noroeste. La lluvia se concentra en tandas asociadas con «depresiones monzónicas» que viajan hacia el oeste dirigidas por los vientos del este superiores. La variabilidad de los climas tropicales también se da a causa de efectos diurnos, tales como las brisas tierra/mar, los contrastes espaciales en la topografía o la proximidad de la costa, y la penetración de sistemas meteorológicos extratropicales en las latitudes bajas.

.

7 Climas microscálicos Los fenómenos meteorológicos comprenden una amplia gama de escalas espaciales y temporales, desde las ráfagas, de viento instantáneas que hacen volar las hojas y la paja a los sistemas de vientos a escala global que conforman los climas planetarios anuales. La figura 7.1 ilustra las dimensiones típicas de estos fenómenos y la energía cinética que comprenden. Los sistemas meteorológicos discutidos en los capítulos 4 y 5 se designan convencionalmente como sistemas a escala sinóptica, mientras que los tornados y las tormentas (con una escala espacial de 1-50 km y una escala temporal de unas pocas horas) se designan como sistema: mesoscálicos. Otros sistemas de vientos de una escala comparable a esto: últimos, como los vientos de montañas y valles y las brisas tierra-mar pueden dar lugar a climas locales distintivos (véase cap. 3, C). La turbulencia a pequeña escala con los remolinos de unos pocos metros de dimensión y que duran sólo unos pocos segundos, representan el campo de la micrometeorología. Para nuestros propósitos, podemos considerar estos fenómenos en relación con los procesos climáticos dentro de la cubierta vegetal, los bosques o un grupo de edificios de una ciudad18. A.

BALANCES ENERGÉTICOS DÉ SUPERFICIE

En primer lugar revisaremos los procesos de los intercambios energéticos entre la atmósfera y la superficie sin vegetación. En el capítulo 1, F, se vio que la ecuación del balance energético de superficie se escribe generalmente: Rn = H + LE + G

18

Un excelente tratamiento general de este tema lo da T.R. Oke (1978) Climates (Methven).

en Brandarg Layer

donde Rn, la radiación de todas las longitudes de onda neta = [S(l - a)] + Ln. S = radiación de onda corta entrante, a = albedo fraccionario de la superficie, y Ln = radiación de onda larga saliente neta. Rn es generalmente positiva durante el día, dado que la radiación solar absorbida excede a la radiación de onda larga saliente neta; por la noche, cuando S = 0,Rn es determinada por la magnitud negativa de Ln. Los términos del flujo de energía superficial son: G = flujo de calor del suelo H = flujo de calor sensible turbulento a la atmósfera LE = flujo de calor latente turbulento a la atmósfera (E = evaporación; L =calor latente de vaporización). Los valores positivos denotan un flujo lejano a la capa intermedia superficial. Durante el día, G, H y LE generalmente son compensados por el suministro de calor conductivo desde el suelo (G) y el calor turbulento del aire (H) (véase fig. 7.2 A). Ocasionalmente, la condensación puede aportar calor a la superficie.

FIG. 7.1 Las relaciones entre la duración (en segundos) de un orden de fenómenos meteorológicos, y (A) la energía cinética del aire (en julios) y (B) sus escalas espaciales (en metros). Esta energía cinética de algunas actividades humanas también se representa (según Koppány, 1975 y Smagorinsky, 1974).

FIG. 7.2 Flujos de energía implicados en el balance energético de una superficie simple durante el día y la noche (A) y una superficie vegetal (B) (según Oke, 1978).

Generalmente existe un pequeño almacenamiento de calor residual (ΔS) en el suelo en primavera/verano y un retorno de calor a la superficie en otoño/invierno. Cuando existe una cubierta vegetal puede también existir un pequeño almacenamiento de calor bioquímico adicional, debido a la fotosíntesis, así como un almacenamiento de calor físico por parte de las hojas y troncos (fig. 7.2 B). Una componente adicional de energía que debe considerarse en las áreas de cubierta vegetal mixta (bosque/pradera, desierto/oasis), y en las masas de agua es la transferencia horizontal (advección) de calor por el viento y las corrientes (ΔA; fig. 7.2 B). La atmósfera transporta tanto calor sensible como latente. B.

SUPERFICIES NATURALES SIN VEGETACIÓN

Los intercambios energéticos de las superficies de desierto secas son relativamente simples y directos. La figura 7.3 ilustra los flujos instantáneos del mediodía y del anochecer en una superficie granítica en julio en California y el gran orden de temperaturas resultante. Las propiedades de la superficie modifican la penetración de calor, como se muestra en la figura 7.4 con las mediciones a mediodía de agosto en el Sahara. Las máximas temperaturas superficiales alcanzadas en un basalto oscuro desnudo y una arenisca de color claro eran casi idénticas, pero la mayor conductividad calorífica del primero (3,1 W/m-K del basalto frente a 2,4 W/m-K para la arenisca) da un mayor orden diurno y una mayor

FIG. 7.3 Balance energético de una superficie granítica en California en 18 de julio a mediodía (altitud solar 70°) y a las 18 horas (altitud solar 10°). Números en cal/cm1 y en W/m2 entre paréntesis (basado en datos de Miller, 1965).

Fig. 7.4 Temperaturas diurnas cerca, en y debajo de la superficie en la región del Tibesti, Sahara central, a mediados de agosto de 1961. A. En la superficie y a 1 cm, 3 cm y 7 cm por debajo de la superficie de un basalto. B. En la superficie y a 1 cm, 3 cm, 7 cm y 13 cm por debajo de la superficie de una arenisca de color claro. C. En la capa de aire superficial, en la superficie y a 30 cm y 75 cm por debajo de la superficie de una duna de arena (según Peel, 1974). penetración de la onda de temperatura diurna, hasta aproximadamente 1 m en el basalto. En la arena (fig. 7.4 C), la onda de temperatura es despreciable a 30 cm debido a la baja conductividad del aire intergranular. Nótese que el orden superficial de temperaturas es algunas veces el del aire. La arena tiene también un albedo de aproximadamente 0,35 comparada con 0,2 para una superficie rocosa. En la figura 7.5 se muestra una configuración diurna representativa del intercambio energético sobre las superficies de desierto. La temperatura del aire a 2 m varía entre 17° y 29°C, a pesar de que la -

Fig. 7.5 Flujos energéticos implicados en el lecho seco de un lago en El Mirage, California (35°N) el 10-11 de junio de 1950. La velocidad del viento debida a la turbulencia superficial fue medida a una altura de 2 m (según Vehrencamp, 1953 y Oke, 1978). superficie del lecho seco del lago alcanza los 57°C a mediodía. R„ alcanza un máximo aproximadamente a las 13 horas. En ese momento la mayoría del calor es transferido al aire por convección turbulenta, mientras que de madrugada el calentamiento va hacia el suelo. Por la noche este calor del suelo es devuelto a la superficie, contrarrestando el enfriamiento por radiación. Durante un período de 24 horas, aproximadamente el 90 % de la radiación neta se transforma en calor sensible, y el 10 % en el flujo del suelo. Para una masa de agua, los flujos de energía se distribuyen muy desigualmente. La figura 7.6 ilustra el régimen estacional del lago Mead, Arizona, en 1952-1953. La radiación entrante de onda corta penetra a unos 10 m de profundidad (véase cap. 1, D.5) y existe un importante término de advección horizontal (Δ4) debido a la estratificación de densidad cambiante. El agua caliente se eleva a la superficie en invierno

Fig. 7.6 Flujos energéticos que implican a las capas superiores de agua. Cifras anuales para Lake Mead, Arizona (56,1°N) durante 1952-1955 (según Sellers, 1965). (Δ4 positiva), mientras que en verano hay una gran pérdida como resultado de una mezcla turbulenta del agua. Existe un fuerte ciclo anual en el flujo hacia afuera y hacia adentro de la masa de agua (G), mientras que la pérdida por evaporación en exceso de 200 cm anuales se da en todas las estaciones. Los efectos del viento en otoño causan que LE exceda al término de la radiación neta.

C.

SUPERFICIES CON VEGETACIÓN

Desde el punto de vista energético, así corno del clima dentro de la cubierta vegetal, es útil considerar las cosechas cortas y los bosques por separado. 1.

Cosechas cortas

Las cosechas cortas de hasta un metro aproximadamente con suficiente suministro de agua y expuestas a una radiación solar similar, tienen todas una recepción de radiación neta similar (Rn)- Esto se debe en gran parte al pequeño orden de los albedos, del 20-30 % para las cosechas cortas, comparado con el 9-18 % para los bosques. La estructura de la cubierta vegetal parece ser la razón primordial de esta diferencia. Las cifras generales para las tasas de dispersión de energía a mediodía en un día de junio en hierba de 20 cm de altura en las latitudes medias superiores son: W/m2 Radiación neta en la parte superior de la cosecha Almacenamiento de calor físico en las hojas Almacenamiento de calor bioquímico (p. ej. procesos de Recibida en la superficie del suelo crecimiento)

550 6 22 200

La figura 7.7 A y B muestra los balances de energía diurnos y anuales de un campo de hierba corta cerca de Copenhague (55,7° N). Para un período promedio de 24 horas en junio, aproximadamente el 58 % de la radiación entrante entra en el proceso de evapotranspiración, mientras que en diciembre la pequeña cantidad de energía neta saliente (es decir, Rn negativa) se compone de un 55 % de calor suministrado por el suelo y un 45 % de transferencia de calor sensible del aire a la hierba. Es posible generalizar respecto a los microclimas de cosechas cortas en crecimiento (fig. 7.8; Oke, 1978): Temperatura. — A principios de la tarde existe un máximo de temperatura justo por debajo de la cima de la vegetación donde se da el máximo de absorción de energía; la temperatura es más baja cerca de la superficie del suelo, donde el calor fluye hacia el mismo. Por la noche la cosecha se enfría principalmente por emisión de onda larga y por transpiración continuada, produciéndose-

Fig. 7.7 Flujos energéticos sobre la hierba corta cerca de Copenhague (56°N). A, totales para un día de junio (17 horas de luz; altitud solar máxima 58°) y diciembre (7 horas de luz; altitud solar máxima 11°). Las unidades son cal/cm2 por día y W/m2 entre paréntesis. B, curvas estacionales de radiación neta (Rn), calor latente (LE), calor sensible (H) y flujo de calor del suelo (G). (Datos de Miller, 1965; y según Sellers, 1965). un mínimo de temperatura aproximadamente a los dos tercios de altura de la cosecha. En condiciones de calma, puede formarse una inversión de temperatura justo por encima de la cosecha. Velocidad del viento. — Ésta es mínima en la cubierta vegetal superior, donde el follaje es más denso. Por debajo de ella hay un ligero incremento y un acusado aumento por encima. Vapor de agua. — La tasa máxima diaria de evapotranspiración y su-

Fig. 7.8 Perfiles de temperatura y velocidad del viento entre y por encima de un herbaje de cebada de 1 m de altura en Rolhamsted, sur de Inglaterra, el 23 de julio de 1963 a las 1-2 horas y las 13-14 horas (según Long et al., 1964). ministro de vapor de agua se da a unos dos tercios de la altura de la cosecha, donde la cubierta es más densa. Dióxido de carbono. — Durante el día el C02 es absorbido por la fotosíntesis de las plantas en crecimiento y es emitido por la noche por la respiración. Este máximo gasto y suministro de C03 se da aproximadamente a unos dos tercios de la altura de la cosecha. Finalmente, es instructivo observar las condiciones acompañantes del crecimiento de las cosechas de regadío. La figura 7.9 A y B muestra la relación energética en campos irrigados de hierba del Sudán de 1 m de altura en Tempe, Arizona, el 20 de julio de 1962. La temperatura del aire varió entre 25°C y 45°C. Durante el día la cantidad de evapotranspiración en el aire seco se acerca a su potencial y LE (anómalamente alta debido a la inversión local de temperatura) excede a Rn, siendo la deficiencia compensada por una transferencia de calor sensible del aire (H negativa). La evaporación continúa durante la noche a causa de las velocidades del viento, que son bastante altas (7 m/s), y es sostenida por el constante flujo de calor del aire. La evapotranspiración da de este modo

Fie. 7.9 Flujos energéticos implicados en el balance energético diurno de Sorgum vulgare sudanensis irrigada en Tempe, Arizona, el 20 de julio de 1962. Las cifras se dan en cal/cm2/min y en W/m2 entre paréntesis (según Sellers, 1965). temperaturas diurnas comparativamente bajas en las cosechas irrigadas del desierto. 2.

Bosques

La estructura vertical de un bosque, que depende de sus especies vegetales, las asociaciones ecológicas, la edad del conjunto y de otras consideraciones botánicas, determina en gran parte el microclima forestal. Gran parte de la influencia de un bosque en el clima puede explicarse en función de su geometría, de sus características morfológicas, tamaño, cobertura y estratificación. Entre las características morfológicas se incluyen la cantidad de ramas (bifurcación), periodicidad de crecimiento (es decir, hoja perenne o caduca), junto con el tamaño, densidad y -

textura de las hojas. El tamaño de los árboles es, evidentemente, de gran importancia. En los bosques templados, los tamaños pueden ser muy similares, mientras que en las selvas tropicales puede presentarse local-mente una gran variedad de tamaños. La extensión de las copas es importante en cuanto a la obstrucción física que representan para los intercambios de radiación y el movimiento del aire. Puede obtenerse un claro ejemplo del efecto microclimático de los distintos tipos de organizaciones del bosque en el espacio comparando las características de las selvas tropicales con las de los bosques de latitudes templadas. En las selvas tropicales, la altura media de los árboles más altos es del orden de 46 a 55 m y algunas especies aisladas alcanzan más de 60 m. La altura dominante de los árboles en los bosques de países templados es de 30 m, de modo que no es posible comparar la altura de las selvas tropicales ni la de los bosques de países más templados con la de los de secuoyas (Sequoia sempervirens) del Oeste americano. Las selvas tropicales poseen normalmente gran variedad de especies: raras veces existen menos de 40 por hectárea (100 hectáreas = 1 km2) y en algunos casos se encuentran más de 100; compárese esta cifra con menos de 25 especies (en algunas ocasiones se encuentra sólo una clase de árbol) con un tronco de diámetro superior a 10 cm en Europa y América del Norte. Así, por ejemplo, muchos de los bosques ingleses presentan una estratificación casi continua desde los pequeños arbustos hasta la copa de las hayas, que alcanzan alturas de 36 m, mientras que las selvas tropicales se encuentran muy estratificadas, con un denso soto-bosque y troncos sin ramificar y, generalmente, dos capas superiores de follaje. Esta estratificación, la segunda de las cuales es generalmente la más densa, hace que los microclimas sean mucho más complejos en las selvas tropicales que en los bosques de los países templados. Resulta conveniente describir los efectos climáticos de los bosques en función de la modificación que aportan a los intercambios de energía y al flujo del aire, a la humedad y a la temperatura del medio que les rodea. a. Modificación del intercambio de energía. Uno de los efectos principales del ramaje de las selvas consiste en interceptar la radiación entrante y saliente. La reflectividad de los bosques con respecto a la radiación de onda corta que llega a ellos varía en alto grado según el carácter de la vegetación y su densidad. Los bosques de coníferas tienen albedos de aproximadamente el 8-14 %, y los valores para las especies caducifolias oscilan entre un 12 y un 18 %, incrementándose a medida que la cubierta es más abierta. Los valores para las sabanas semiáridas y los montes con arbustos son mucho mayores.

Fig. 7.10 Flujos energéticos en un conjunto de robles de 50 años de edad en el bosque experimental de Tellerman, distrito de Voronezh, URSS, en un día promedio de verano (junio a agosto). Las cifras se dan en cal/cm-/día y en W/m2 entre paréntesis (según Sukachev y Dylis, 1968). Además de reflejar la energía, la bóveda de follaje de las selvas la intercepta (fig. 7.10) y se ha calculado que, en el caso de bosques densos de hayas (Fagus sylvatica), el 80 % de la radiación que llega a ellos es interceptado por las copas de los árboles y que tan sólo menos del 5 % llega al suelo. La pérdida es mucho mayor cuando brilla el sol, puesto que, cuando el cielo está cubierto, la radiación difusa tiene mayores posibilidades de penetrar lateralmente por el espacio existente entre los troncos (fig. 7.11). Sin embargo, la luz visible no proporciona una imagen completamente exacta de la penetración de la totalidad de la energía, ya que las copas de los árboles absorben más luz ultravioleta que infrarroja. Así, por ejemplo, tan sólo el 7,6 % de la radiación de onda corta (inferior a 5000 Á) alcanzó el suelo de un bosque de Nigeria, en contraposición al 45,3 % de radiación de longitud de onda superior a 6000 Å. Por lo que respecta a la penetración de la luz, es evidente que existen grandes variaciones, según sea el tipo de árboles, su densidad, época del año, edad, densidad de las copas y altura. Aproximadamente de un 50 a un 75 % de la intensidad de luz exterior puede penetrar hasta el suelo de un bosque de abedules y hayas, de un 20 a un 40 % en un bosque de pinos y de un 10 a un 25 % en uno de abetos, pero en las selvas tropicales del Congo, esta cifra puede ser del orden del 0,1 % y se ha obtenido la cifra de 0,01 % para un denso bosque de olmos de Alemania. Resulta evidente que uno de los principales efectos de este hecho -

Fig. 7.12 Influencia en los perfiles de velocidad del viento ejercidos por: (A) un denso bosque de pino amarillo occidental americano (Pinus ponderosa) de 45 años en el Shata Experimental Forest (California) (según Fons y Kittredge, 1948), indicando las líneas de trazos el perfil del viento en campo abierto; y (B) un bosque de robles (según R. Geiger y H. Amann, y Geiger, 1965). Fig. 7.11 Cantidad de luz en función de la altura (A) en un espeso bosque de hayas (Fagus sylvatica) en Austria, y en junción de la edad (B) en un bosque de abetos rojos en Turingia (según Geiger, 1965). consiste en reducir la duración del día. En el caso de bosques de hoja caduca, más del 70 % de la luz penetra cuando los árboles no tienen hojas. También es importante la edad de los árboles, por cuanto de ella dependen la extensión de las copas y su altura. La figura 7.11 indica este efecto, bastante complicado, para abetos rojos de la selva de Turinga, en Alemania. Para un bosque de pinos albares (Pinus sylvestris) de Alemania, el 50 % de la intensidad de la luz exterior fue registrada a los 1,3 años de su existencia, sólo el 7 % a los 20 años y el 35 % a los 130 años. b. Efecto sobre los vientos. Los bosques interceptan tanto el movimiento lateral como el vertical del aire, pero resulta más conveniente tratar este último en relación con las modificaciones térmicas. En general, el movimiento del aire dentro de los bosques es pequeño si se compara con el que posee en terreno abierto, y las grandes variaciones que experimenta la velocidad del viento en el exterior casi no se aprecian dentro de los bosques (fig. 7.12). Las mediciones realizadas en bosques europeos indican que una penetración de 30 m reduce la velocidad del viento de un 60 a un 80 %; de 60 m a un 50 % y de 120 m a un 7 % tan sólo. Un viento que en el exterior de una selva de árboles de hoja perenne

del Brasil tenía una velocidad de 2,2 m/s quedó reducido a 0,5 m/s aproximadamente 100 m en el interior del mismo y a 1000 m era prácticamente despreciable. En el mismo lugar se observó que vientos huracanados de 28 m/s quedaron reducidos a 2 m/s a unos 11 km en el interior de la selva. Cuando los bosques poseen una estructura vertical muy compleja, ocurre lo mismo con las velocidades del viento. Así, por ejemplo, mientras en las copas (situadas a unos 23 m del suelo) de los árboles de una Pluviselva de Panamá, la velocidad del viento era el 75 % de la exterior, en las capas inferiores de vegetación situadas a unos 2 m era tan sólo del 20 %. También pueden influir la densidad de vegetación y la época del año. En un denso bosque de pinos de Idaho se realizaron mediciones simultáneas y se observó que la velocidad del viento era de 0,6 m/s en una zona talada, de 0,4 m/s en una zona semitalada y de 0,1 m/s en una zona no talada. En la figura 7.12 se presenta el efecto de la estación en las velocidades del viento en los bosques de hoja caduca. Las observaciones realizadas en un bosque de robles de Tennessee indicaron que las velocidades del viento en el mes de enero eran un 12 % de las de terreno abierto mientras que en agosto descendían a un 2 %. Este conocimiento del efecto que un bosque puede ejercer sobre el viento se ha utilizado en la construcción de barreras de bosques para proteger las cosechas y el suelo, y así, por ejemplo, las hileras de cipreses del valle meridional del Ródano y las de chopos negros (Populus nigra) de los Países Bajos constituyen ya una característica del paisaje. Se ha comprobado que cuanto más densa es la obstrucción, mayor es la

FIG. 7.13 Influencia de los cinturones de protección en las distribuciones de velocidad del viento (expresadas en porcentajes de la velocidad en terreno abierto). A. Efectos de un cinturón de protección de tres densidades distintas y de dos cinturones seguidos de protección, de una densidad media (según W. Nägeli y Geiger, 1965). B. Efectos detallados de un cinturón de protección semisólido (según Bates y Stoeckeler, y Kittredge, 1948). protección detrás de ella, aunque la extensión viento abajo de este efecto queda reducida por la turbulencia que desencadena la barrera. La protección máxima corresponde al mecanismo filtrante formado por una barrera de aproximadamente un 40 % de penetrabilidad (fig. 7.13). Una obstrucción empieza a tener efecto a aproximadamente 18 veces su propia altura viento arriba (fig. 7.13) y el efecto viento abajo puede aumentarse colocando más de una hilera de árboles (fig. 7.13 A). Los bosques producen asimismo ciertos efectos microclimáticos que resultan menos evidentes. Uno de los más importantes es que la reducción del movimiento horizontal del aire en los claros del bosque aumenta la posibilidad de heladas en las noches de invierno. Otro aspecto, de menor importancia, es la eliminación del polvo y la niebla del aire polla acción filtrante de los bosques; mediciones realizadas a 1 ½ km viento arriba, en la parte de sotavento y a 1 ½ km viento abajo en un bosque de Alemania de 1 km de anchura arrojaron cifras de 9000 partículas por litro, menos de 2000 y más de 4000, respectivamente

Fig. 7.14 Componentes energéticos en un día de julio en dos bosques. Bosque de pino laricio y pino albar en Thetford, Inglaterra (52°N), el 7 de julio de 1971. El cielo estuvo cubierto de nubes durante el período de las 0 a las 5 horas (datos de Gay y Stewart, 1974; según Oke, 1978). Bosque de abetos de Douglas en Haney, Columbia Británica (49°N), el 10 de julio de 1970. El cielo estuvo cubierto de nubes durante el período de las 11 a las 20 horas (datos de McNaughton y Black, 1973; según Oke, 197S). Las mediciones realizadas en las proximidades de una amplia barrera de protección de 2 m de alto y 13 m de espesor en la costa sudoriental de Hokkaido, Japón, durante el mes de julio de 1952 indicaron que el efecto filtrante en las nieblas de advección que penetraban desde el mar era tal que a 20 m viento abajo de la obstrucción la humedad era sólo de 0,1 g/m3 (con velocidad media del viento de 2,55 m/s), en contraste con los 0,3 g/m3 (con velocidad media del viento de 3,4 m/s) que se observaban a una distancia similar viento arriba. En algunos casos -

extremos la niebla puede filtrarse hasta tal punto en el aire que se mueve lateralmente que puede producirse una «interacción negativa», en que la precipitación es mayor en el interior del bosque que en el exterior. La precipitación recogida en invierno en el exterior de un bosque de eucaliptos situado cerca de Melbourne, Australia, fue de 50 cm, mientras que en el interior del mismo fue de 60 cm. c. Modificación de la humedad ambiental. La humedad en el interior de los bosques presenta un fuerte contraste con la de las zonas abiertas. La evaporación en el suelo del bosque es generalmente mucho menor, puesto que la cantidad de luz de sol recibida directamente, la velocidad del viento y las temperaturas máximas también lo son y la humedad del aire generalmente es mayor. En verano, la evaporación en el suelo desnudo de un bosque de pinos en Arizona es tan sólo el 70 % de la de terreno abierto, y en la región mediterránea el 42 %, aunque estas cifras son el realidad poco significativas, puesto que las pérdidas de agua que experimentan las superficies cubiertas de vegetación están controladas principalmente por la evapotranspiración de las plantas. Durante las horas de luz diurna las hojas transpiran agua a través de sus poros o estomas, por lo que esta pérdida está controlada por la duración del día, la temperatura de la hoja (modificada por el enfriamiento producido por la evaporación), la extensión de la superficie de la hoja, la especie de los árboles y su edad, así como también por factores meteorológicos tales como la energía radiante, la presión de vapor y la velocidad del viento (véase cap. 2, A). Por consiguiente, las cifras que representan los totales de evaporación varían entre amplios límites; interviene también en ellos, además de la transpiración directa, la evaporación del agua interceptada por las superficies vegetales. Los cálculos correspondientes a una zona cubierta de abetos rojos (Picea abies) en el Harz (Alemania) indicaron una evapotranspiración anual aproximada de 34 cm y pérdidas adicionales por intercepción de 24 cm. La humedad de los bosques está en estrecha relación con la cantidad de evapotranspiración y aumenta con la densidad de la vegetación (figura 7.15 A). La humedad relativa de los bosques en relación con el exterior es de un 3 a un 10 % mayor y esta diferencia se acusa principalmente en verano (fig. 7.15 B). La humedad relativa media anual en los bosques de Suiza y Alemania es superior en 9,4 % en los bosques de hayas, 8,6 % en los bosques de abetos rojos (Picea abies), 7,9 % en los bosques de alerces y 3,9 % en los bosques de pinos albares (Pinus sylvestris) a la de los correspondientes terrenos abiertos. Sin embargo, las comparaciones de humedad así realizadas no son muy satisfactorias, puesto que las temperaturas de los bosques difieren altamente de las de los terrenos

Fig. 7.15 Efectos de: (A) una cobertura de Pinus montícola en Idaho en la humedad absoluta en verano (según Kittredge, 1948), y (B) de la estación en la humedad relativa de un bosque de hayas, abedules y arces en Michigan (según el Anuario de 1941 del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos). abiertos. La presión de vapor en un bosque de robles de Tennessee resultó ser superior a la de la zona abierta, excepto en el mes de diciembre. Las selvas tropicales presentan por la noche una saturación casi completa independientemente de la altura de los troncos, mientras que durante el día la humedad está en relación inversa con dicha altura. La influencia de la estructura de los bosques en la precipitación constituye un problema no completamente resuelto. En parte, esto es debido a la dificultad existente para comparar las cantidades medidas en pluviómetros situados en zonas abiertas cercanas a los bosques con las recogidas en los situados cerca de éstos, dentro de los claros o debajo de los árboles. Por ejemplo, en la parte de un bosque situada a barlovento el predominio de las corrientes ascendentes de niveles bajos disminuye la cantidad de precipitación recogida en el pluviómetro, mientras que en las corrientes descendentes de la parte de sotavento ocurre lo contrario. En los claros pequeños la escasa velocidad del viento produce poca turbulencia en las proximidades de la boca del pluviómetro por lo que las cantidades recogidas son generalmente mayores que en el exterior, aunque la precipitación haya sido idéntica en ambos lugares. Por otra parte, se encuentra

a veces que, cuanto mayores son los claros, más prevalecen las ráfagas descendentes, por lo que la precipitación recogida se hace mayor. En un bosque de pinos y hayas de 25 m de altura de Alemania, las cantidades recogidas en claros de 12 m de diámetro eran tan sólo el 87 % de las recogidas viento arriba en el bosque, pero se elevaban a un 105 % en claros de 38 m de diámetro. Un análisis de las cantidades de precipitación recogidas en Letzlinger Heath (Alemania) antes y después de la plantación de un bosque indicó un aumento medio anual del 6%; los mayores excesos se registraron durante los años más secos. Sin embargo, existe acuerdo general en afirmar que los bosques influyen poco en la lluvia de tipo ciclónico, aunque pueden tener un efecto orográfico marginal por cuanto aumentan la elevación y la turbulencia del aire; este efecto es del 1 al 3 % en las regiones templadas. Una influencia mucho más importante de los bosques en la cantidad de precipitación es la intercepción de la lluvia por las copas de los árboles. Es evidente que este efecto varía con la extensión de las copas la estación del año y la intensidad de lluvia. Mediciones realizadas en bosques de hayas de Alemania indican que, por término medio, estos árboles interceptan un 43 % de la precipitación en verano y un 23 % en invierno; los bosques de pinos pueden interceptar hasta un 94 % de la precipitación de poca intensidad, pero tan sólo un 15 % de las lluvias intensas; el promedio correspondiente a pinos de países templados es del 30 %. La precipitación interceptada puede evaporarse en las copas, deslizarse por el tronco o caer al suelo. Para averiguar la cantidad total de precipitación que llega al suelo es preciso realizar mediciones muy detalladas de la cantidad que se desliza por los troncos y de la que cae en forma de gotas desde las copas. La evaporación que tiene lugar en las copas de los árboles no representa necesariamente una pérdida de humedad para el suelo del bosque, puesto que la energía solar empleada en el proceso de evaporación no contribuye a eliminar la humedad del suelo o el agua de transpiración, aunque la vegetación no se beneficia del ciclo de agua a través de ella vía suelo. La evaporación que tiene lugar en las copas de los árboles es en gran parte función de la cantidad neta de radiación que se recibe (en los bosques de árboles de hoja perenne de Brasil, el 20 % de la precipitación se evapora en las copas) y de las especies vegetales. En algunos bosques de robles mediterráneos, la cantidad de agua que se desliza por los troncos es prácticamente nula y, aunque interceptan un 35 % de la precipitación, la mayor parte de esta cifra se pierde por evaporación en las copas. Recientes investigaciones del balance de humedad en los bosques prueban que los de árboles de hoja perenne pueden estar sujetos a una evapotranspiración mayor que la hierba, en las mismas condiciones -

Fig. 7.16 Regímenes estacionales de la temperatura en los bosques. A. Máxima diaria media y temperaturas mínimas en el interior y exterior de un bosque de abedules, hayas y arces de Michigan (según el Anuario de 1941 del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos). B. Temperaturas mensuales medias, C. Oscilación mensual de temperaturas, en comparación con las de terreno abierto, en cuatro tipos de bosque de Italia (FAO, 1962). Nótese las anomalías asociadas al maquis de robles forteto, que transpira poco.

climáticas. La hierba refleja normalmente de un 10 a un 15 % más la radiación solar que las coníferas, por lo que la energía disponible para la evaporación es menor. Además los árboles tienen una mayor rugosidad superficial, que incrementa el movimiento turbulento del aire y por tanto la eficacia de evaporación. En los bosques de árboles de hoja perenne, la transpiración tiene lugar durante todo el año. A pesar de ello, es preciso realizar todavía estudios detallados y cuidadosos para comprobar la veracidad de estos resultados y experimentar las diversas hipótesis. d. Modificación del medio ambiente térmico. De lo dicho hasta ahora, se desprende que la vegetación de los bosques tiene considerable influencia en la estructura microscálica de la temperatura: la protección que proporciona contra los rayos del sol, su efecto amparador durante la no che, la pérdida de calor por evapotranspiración, la reducción de la velocidad del viento y el impedir el movimiento vertical del aire son factores que influyen en la temperatura ambiente. El efecto más evidente de la protección aportada por las copas de los árboles es que, en los bosques, las máximas diarias son más bajas y las mínimas más altas (fig. 7.16 A). Esto se aprecia particularmente durante los períodos de verano en que la evapotranspiración es muy elevada, hecho que hace que disminuyan las temperaturas máximas dianas y que las temperaturas mensuales medias sean en los bosques tropicales y en los países templados bastante inferiores a las de las tierras que los rodean. En los bosques de países templados situados a nivel del mar, la temperatura anual media puede ser inferior en aproximadamente 0,6°C a la de la zona circundante; las diferencias mensuales pueden ser de hasta 2,2°C en verano, aunque en invierno no exceden de 0,1 °C y en días calurosos de verano la diferencia puede ser superior a 2,8°C. En la figura 7.16 B y C se dan las temperaturas mensuales medias y la oscilación mensual de temperatura para bosques de hayas, píceas y pinos; también puede apreciarse en dichas figuras que, cuando la transpiración no es muy elevada en verano (por ej., en la garriga de robles Forteto del Mediterráneo), las altas temperaturas diarias alcanzadas en el interior de los bosques protegidos puede hacer invertir la tendencia mensual que presentan los bosques de los climas templados. Incluso dentro de una determinada zona climática, resulta difícil generalizar, puesto que, para alturas de 1000 m, el descenso de las temperaturas medias de los bosques de los países templados con relación a las de las zonas abiertas contiguas puede ser doble que a nivel del mar. La compleja estructura vertical de los bosques es otro factor que contribuye a complicar las temperaturas. Incluso en bosques de estructura relativamente sencilla las diferencias de temperatura a diversas alturas son muy claras. Por ejemplo, en un bosque de pinos amarillos occidentales

Fig. 7.17 Efecto de la estratificación de las selvas tropicales en la temperatura (según Richards, 1952). A. Oscilación diaria de temperaturas (10-11 de mayo de 1936) en las copas de los árboles (24 m) y en la zona inferior (0,7 m) durante la época de las lluvias en un bosque tropical primario de la reserva da Shasha, Nigeria (según Evans). B. Temperaturas máximas y mínimas semanales en tres capas de un bosque primario (de dipterocarpáceas) en el monte Maquiling (islas Filipinas) (según Brown). americanos (Pinus ponderosa) de Arizona el máximo medio correspondiente a los meses de junio-julio aumentó en 0,8°C por el simple hecho de elevar el termómetro desde 1,5 a 2,4 m por encima del suelo del bosque. En las selvas tropicales estratificadas la gráfica térmica es mucho más complicada. El denso follaje se calienta mucho durante el día y pierde calor rápidamente por la noche, con lo que la oscilación diaria de temperaturas es mucho más acusada que en los arbustos, (fig. 7.17 A). Mientras los máximos diarios de temperatura de la segunda capa de follaje son intermedios entre los de la primera y los de los arbustos, los mínimos nocturnos son más elevados, ya que esta segunda capa queda aislada por el aire atrapado tanto arriba como abajo (fig. 7.17 B).

D.

SUPERFICIES URBANAS

Con la construcción de una nueva casa, carretera o fábrica se destruyen los microclimas existentes y se crean otros nuevos de gran complejidad, según sean el diseño, la densidad y la función a que se destina la construcción. A pesar de la gran variación interna de las influencias climáticas urbanas, es posible hacer ciertas generalizaciones acerca de los efectos de las estructuras de las ciudades, dividiéndolas en tres clases principales: 1. Modificación de la composición atmosférica. 2. Modificación del balance calorífico. 3. Otros efectos de las modificaciones de la configuración y aspereza del suelo. 1.

pueden sufrir complejas cadenas de cambios fotoquímicos que pueden destruir algunos gases, pero que pueden producir otros. a. Aerosoles. Como ya se ha apuntado (véase cap. 1, A.2 y 4) la economía térmica del globo se ve afectada significativamente^ por la producción natural de aerosoles que provienen de los desiertos, de las erupciones volcánicas o de los fuegos, etc. Su efecto térmico general es probablemente de calentamiento, debido al incremento de la absorción, que -

Modificación de la composición atmosférica

La atmósfera dejas, ciudades está notoriamente expuesta a la polución, particularmente como resultado de la combustión, y esto tiene efectos que comprenden el cambio de las propiedades térmicas de la atmósfera, la atenuación de la luz del sol y la producción de numerosos núcleos de condensación. A pesar de que la polución plantea problemas generales tanto a los habitantes como a los planificadores de las ciudades, es conveniente examinar sus orígenes bajo los siguientes encabezamientos: (a) Aerosoles. La producción de materia particulada suspendida (medida en mg/m3 o µg/m3) principalmente de compuestos de carbón, plomo o aluminio y sílice. (b) Gases. La producción de gases (medida en partes por millón: ppm) puede considerarse tanto desde el punto de vista tradicional con su concentración por la combustión doméstica e industrial de carbón y la producción de los gases del tipo del dióxido de azufre (SO2), o desde el punto de vista más nuevo de la combustión de petróleo y aceites pesados y la producción de monóxido de carbono (CO), hidrocarbonos (He), óxidos de nitrógeno (NO2), ozono (Ó3) y similares. Al tratar de la polución atmosférica, debe recordarse en primer lugar que la difusión o concentración de los elementos polucionantes es una función tanto de la estabilidad atmosférica (especialmente de la presencia de inversiones) como del carácter del movimiento horizontal del aire, y en segundo lugar que los aerosoles desaparecen de la atmósfera tanto por sedimentación como por lavado, y en tercer lugar, que ciertos gases

Fig. 7.18 Ciclos anuales y diarios de la polución. A Ciclo anual de la polución de humo en Leicester y sus alrededores, Inglaterra, durante el periodo 1937-1939, antes de que se introdujera la legislación contra el humo (según Meetham, 1952). B Ciclo diurno de la polución de humo en Leicester durante el verano y el invierno, en 1937-1939 (según Meetham, 1952). C Ciclo anual del máximo diario medio de las concentraciones oxidantes medias de una hora para los Ángeles (1964-1965) y Denver (1965) (a trazos) (según US DHEW y Oke, 1978). D Ciclos diurnos de las concentraciones de óxido nítrico (NO), dióxido de nitrógeno (NO,) y ozono (O,) en Los Ángeles, el 19 de julio de 1965 (según US DHEW y Oke, 1978).

incrementa la elevación de la temperatura asociada con las cantidades en aumento de dióxido de carbono y de algunas trazas de gases (véase fig. 1.3). Durante el siglo pasado, el promedio de concentración de polvo ha aumentado, particularmente en Eurasia, debido sólo en parte a las erupciones como la del monte Agung en Bali (1963) y Kamchatka (1966). La proporción de polvo atmosférico directa o indirectamente atribuible a la actividad humana ha sido estimada en un 30 %_ (véase cap. 1, A, 4). Como un ejemplo de esta última es interesante que las batallas de tanques del norte de África de la Segunda Guerra Mundial perturbaron la superficie del desierto de tal forma, que el material levantado era visible en forma de nubes sobre el Caribe. La concentración de dichos núcleos (cuyo diámetro oscila entre 0,01 y 0,1 µ) es como promedio de 9,500/cm3 en la campiña británica, pero en las ciudades es generalmente de 150,000/cm3 y puede llegar a alcanzar los 4.000.000/cm3, como se midió cerca del nivel del suelo en el sector industrial de Viena en 1946. De manera similar, se ha calculado que en la ciudad de Leipzig la concentración de partículas de polvo (de 0,5 a 10 µ de diámetro) es de 25 a 30/cm 3, mientras que en el campo de las cercanías es de 1 a 2/cm3. La mayor concentración de humo tiene lugar cuando los vientos son flojos, la turbulencia vertical es baja, hay inversiones de temperatura y humedades relativas altas y el aire sopla desde las zonas de fábricas o de gran densidad de población (lám. 29). La necesidad de calefacción y electricidad en las casas hace que las impurezas sigan en las ciudades ciclos estacionales y diurnos; las mayores concentraciones tienen lugar aproximadamente a las 08.00 horas a principios de invierno (fig. 7.18). Este aumento repentino que se observa por la mañana es también, en parte, consecuencia de procesos naturales. La polución, que se ve forzada durante la noche a permanecer debajo de una capa estable situada unos centenares de metros por encima de la superficie puede volver al nivel del suelo cuando la convección térmica provoca la mezcla vertical. La figura 7.19 muestra los notables resultados de la acumulación de polución del aire que tuvo lugar sobre la ciudad industrial británica de Sheffield a mediados de diciembre de 1964, durante un período de cielos despejados, un flujo de aire débil, una radiación de onda larga máxima y el desarrollo cerca de la superficie de inversiones de temperatura y una niebla de radiación. Estas condiciones se asociaron con una concentración de humo de un 10 % superior al promedio mensual el 14 de diciembre, que aumentó al 100 % sobre el promedio el 16 de diciembre. El efecto más directo de la contaminación atmosférica consiste en reducir la radiación y la luz provenientes del sol. Las impurezas y las nieblas a ella asociadas (llamadas smog) hacen que algunas ciudades -

Fig. 7.19 Valores promedio de la polución del aire por el humo y por el dióxido de azufre para Sheffield, Inglaterra, el 14 y el 16 de diciembre de 1964 (de Garnett, 1967). británicas pierdan del 25 al 55 % de la radiación solar que llega a ellas durante el periodo comprendido entre noviembre y marzo (lám. 29). En 1945 se estimó que la ciudad de Leicester perdió el 30 % de la radiación solar en invierno y tan sólo el 6 % en verano. Estas pérdidas son naturalmente mayores cuando los rayos de sol inciden en la capa de niebla con

un ángulo pequeño. En comparación con la radiación recibida en la zona rural que la rodea, Viena pierde de un 15 a un 21 % de radiación cuando la altura del sol es de 30°, pero esta pérdida se eleva a 29-36 % cuando la altura es de 10°. El efecto de la polución por el humo se ilustra dramáticamente en la figura 7.20, en la comparación de las condiciones antes y después de la entrada en vigor del Acta del Aire Limpio de 1956 en Londres. Antes de 1950 había una gran diferencia en la luz del sol recibida en las áreas rurales circundantes y el centro de la ciudad (fig. 7.20A) que podría suponer una pérdida de tiempo de sol de 16 minutos en los suburbios exteriores, de 25 minutos en los interiores y de 44 minutos en el centro de la ciudad. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que las capas de niebla impiden también la re-radiación del calor superficial durante la noche y que este efecto protector hace que sean más elevadas las temperaturas nocturnas en la ciudad. El uso de combustibles que no producen humo y otros controles de la polución recortaron la emisión total de humo en Londres de 1,4 X 108 kg (141 000 toneladas) en 1952 a 0,9 X 108 kg (89000 toneladas) en 1960, y la figura 7.20 B muestra el aumento en las cifras mensuales promedio de luz del sol para el período 1958-1967, comparadas con las de 1931-1960. La abundancia de núcleos de condensación en la atmósfera de las ciudades, particularmente de las situadas en tierras bajas contiguas a grandes ríos, explica la abundancia de nieblas. Durante el período comprendido entre agosto de 1944 y diciembre de 1946, por ejemplo, la zona suburbana de Greenwich tuvo un promedio mensual de más de 20 días con buena visibilidad a las 09.00 horas, mientras que el centro de Londres tuvo menos de 15. En algunas ocasiones se combinan una atmósfera muy estable y una elevada producción de impurezas para dar densas nieblas de carácter letal. Durante el período del 5 al 9 de diciembre de 1952, una inversión de temperatura dio lugar a la formación sobre Londres de una espesa niebla con visibilidad inferior a 10 m durante 48 horas consecutivas, lo que ocasionó 12.000 muertes más (en su mayor parte de personas con afecciones pulmonares) durante el período comprendido entre diciembre de 1952 y febrero de 1953 que en el mismo período del, año anterior. La estrecha relación existente entre la niebla y el aumento de la industrialización y urbanización aparece claramente ilustrada polla ciudad de Praga, donde el número medio anual de días con niebla se elevó desde 79 durante el período 1860-1880 a 217 durante 1900-1920. b. Gases. Además de la polución por humos y otra materia particulada producida por actividades urbanas e industriales tradicionales, que comprenden la combustión de carbón y de coque, se ha asociado la producción de los gases polucionantes. Antes de Acta del Aire Limpio se estimó

que mientras que el 80-90 % del humo de Londres fue producido por fuegos domésticos, éstos eran responsables de sólo el 30 % del dióxido de azufre liberado a la atmósfera; siendo el restante proporcionado pollas estaciones de energía eléctrica (41 %) y fábricas (29 %). La figura 7.19 ilustra la asociación entre la polución por humos y la producida por dióxido de azufre en Sheffield hace unos 20 años; es significativo que el 16 de diciembre de 1964 la concentración de dióxido de azufre en el aire de la ciudad había aumentado a tres veces la media mensual. Los complejos urbanos están siendo afectados por una nueva y menos obvia, pero sin embargo, igualmente seria, forma de polución, resultante de la combustión de petróleo y aceites pesados por coches, camiones y aviones, así como por las industrias petroquímicas. Los Ángeles, que se encuentra en una cuenca topográficamente constreñida y a menudo sujeta a inversiones de temperatura es el ejemplo principal de este tipo de polución, aunque esto afecta de algún modo a todas las ciudades modernas. En Los Ángeles, siete millones de personas usan cuatro millones de coches particulares, consumiendo 30 millones de litros de gasolina por día y produciendo más de 12.000 toneladas de agentes polucionantes. A esto se añade el resultado del consumo de 0,5 millones de litros diarios de combustible diesel por 13.500 camiones y autobuses y 2,5 millones de litros de combustible de aviación consumidos en las cercanías de la ciudad. Incluso con controles, el 7 % de la gasolina de los coches privados es emitida en una forma no quemada o pobremente oxidada, otro 3,5 % como smog fotoquímico y un 33-40 % como monóxido de carbono. La producción del smog de Los Ángeles, que a diferencia de los humos tradicionales de las ciudades, se da característicamente durante el día en verano y otoño (véase fig. 7.18 C y D) es el resultado de una cadena muy compleja de reacciones químicas denominadas el ciclo fotolítico interrumpido (fig. 7.21). La radiación ultravioleta (0,37-0,42 µm) disocia el NO, natural en NO y O. El oxígeno monoatómico (O) puede entonces combinarse con el oxígeno natural (O2) para producir ozono (O3). El ozono a su vez reacciona con el NO artificial para producir NO2 (que vuelve al ciclo fotoquímico formando un peligroso bucle de retroalimentación positiva) y oxígeno. Los hidrocarburos producidos por la combustión del petróleo se combinan con los átomos de oxígeno para producir el radical libre de hidrocarburo HcO*, y éstos reaccionan con los productos de la reacción O3 -NO para generar oxígeno y el smog foto-químico. Este smog presenta ciclos anuales y diurnos bien desarrollados en la cuenca de Los Ángeles (figs. 7.18 C y D). Los niveles anuales de la polución por el smog fotoquímico en Los Ángeles (derivados de los promedios de las cifras horarias más altas diarias) son mayores a finales de veranó y en otoño, cuando los cielos despejados, los vientos ligeros y las

Fig. 7.21 El ciclo fotoquímico del NO2 perturbado por los hidrocarburos para producir el smog fotoquímico (según US DHEW, 1970 y Oke, 1978). inversiones de temperatura se combinan con grandes cantidades de radiación solar. El ciclo fotolítico refleja las complejas reacciones con, por ejemplo, una concentración de NO» por la mañana temprano debida al tráfico denso, y un máximo de O3 cuando se recibe gran cantidad de radiación. El efecto de este smog no es sólo la modificación del balance de radiación de las ciudades, sino que constituye un peligro para la salud humana: en Tokio, por ejemplo, los ciudadanos a veces llevan máscaras respiratorias en las calles como autodefensa. c. Distribución de la polución. Las atmósferas polucionadas comúnmente adquieren configuraciones físicas muy acusadas alrededor de las áreas urbanas que dependen mucho de los gradientes ambientales, particularmente de la presencia de inversiones de temperatura y de las velocidades del viento. Se forma una cúpula de polución como resultado de la recogida de polución por debajo de una inversión formando la capa límite urbana (fig. 7.22 Á). Una velocidad del viento tan baja como de 2 m/s es suficiente para desplazar la cúpula de polución de Cincinnati en la dirección del viento, y una velocidad del viento de 3,5 m/s la dispersará en un penacho. La figura 7.22 B muestra una sección de un penacho urbano con el volumen superior al dosel urbano de la parte superior de

los edificios llena de circulaciones de mezcla ascensionales. Fumigación es el término usado cuando una tapadera de inversión evita la dispersión hacia arriba, pero las condiciones de gradiente debidas al calentamiento matutino del aire superficial permiten que los penachos de convección y las ráfagas descendentes asociadas vuelvan a llevar la polución a la superficie. En la dirección del viento se da la elevación por encima de la inversión de temperatura en la parte superior de la capa límite rural, dispersando la polución hacia arriba. La figura 7.22 C ilustra algunas de las características de un penacho de polución de hasta 160 km en la dirección del viento de San Luis el 18 de julio de 1975. En cuanto a la complejidad de las reacciones fotoquímicas, hay que hacer hincapié en que el ozono aumenta viento abajo debido a las reacciones fotoquímicas dentro del penacho, pero disminuye sobre las plantas productoras de energía como resultado de otras reacciones con sus emisiones. Este penacho se observó que se extendía a una distancia total de 240 km, pero bajo las condiciones de una fuente de polución intensa, los penachos de polución de flujo ele aire superficial constante a gran escala y los penachos de polución de estabilidad atmosférica vertical pueden extenderse en la dirección del viento a lo largo de cientos de kilómetros. Los penachos que se originan en Chicago-Gary se ha observado desde aviones que volaban a gran altura que se extendían casi hasta Washington DC, a una distancia de 950 km. 2.

Fig. 7.22 Configuraciones de la polución urbana. A cúpula de polución urbana. B Penacho de polución urbana en una situación de estabilidad (es decir, una madrugada tras una noche clara). El soplado es indicativo de estabilidad atmosférica vertical (según Oke, 1978). C Penacho de polución del nordeste de San Luis, Missouri, el 18 de julio de 1975 (según White et al., 1976 y Oke, 1978).

Modificación del balance calorífico

El balance energético de una superficie construida es similar al descrito anteriormente en este capítulo, excepto por la producción de calor resultante del consumo humano de energía por combustión, que puede incluso exceder a Rn durante el invierno en algunas ciudades. A pesar de que Rn puede que no sea muy distinta de la de las áreas urbanas adyacentes (excepto durante períodos de polución importante) el almacenamiento de calor por parte de las superficies es mayor (20-30 % de Rn durante el día), conduciendo a mayores valores nocturnos de H, y en particular, LE es mucho menor en los centros de las ciudades. Después de períodos de sequedad prolongados, la evapotranspiración puede ser nula en los centros de las ciudades, excepto para ciertas operaciones industriales, y en el caso de parques y jardines irrigados, donde LE puede ser mayor que Rn. Esta deficiencia de LE significa que durante el día el 70-80 % de Rn puede ser transferido a la atmósfera como calor sensible (H). Por debajo del dosel urbano, los microclimas de las calles y los «cañones urbanos» se encuentran dominados por los efectos de la elevación y -

disposición en el balance energético, que pueden variar mucho incluso en una misma calle. Las características térmicas de las áreas urbanas contrastan mucho con las zonas rurales circundantes y, generalmente, las mayores temperaturas urbanas son el resultado de la interacción de los siguientes factores: (a) Cambios en el balance de radiación debidos a la composición atmosférica. (b) Cambios en el balance de radiación debidos al albedo, la conductividad calorífica y la capacidad térmica de los materiales de la superficie urbana. (c) La producción de calor por las actividades humanas. (d) La reducción de la difusión de calor debida a cambios en las configuraciones del flujo del aire, como resultado de la rugosidad de las superficies urbanas. (e) La reducción en la energía térmica requerida para la evaporación y la evapotranspiración debida al carácter de la superficie, al rápido drenaje y generalmente a las menores velocidades de los vientos de las áreas urbanas. Las consideraciones sobre estos dos últimos factores se dejan para la sección 7, D.3 del presente capítulo. a. Composición atmosférica. La polución del aire hace que la capacidad de transmisión de las atmósferas urbanas sea significativamente menor que la de las áreas rurales adyacentes. Por ejemplo, durante el período 1960-1969 la capacidad de transmisión atmosférica sobre Detroit tuvo un promedio de un 9 % menos que en las áreas adyacentes, y alcanzó la cota de un 25 % menos en condiciones de calma. La tabla 7.1 da cifras del balance energético comparativas para la región de Cincinnati durante el verano de 1968 bajo condiciones anticiclónicas con de nubosidad y una velocidad del viento . b. Superficies urbanas. Los controles primarios sobre el clima térmico de las ciudades son el carácter y la densidad de las superficies urbanas, es decir, el área superficial total de los edificios y las calles, así como la geometría de los primeros. La tabla 7.1 muestra la absorción de calor relativamente alta de la superficie de las ciudades. Un problema que se presenta en las mediciones, es que cuanto mayor es la influencia térmica urbana, menor es la absorción de calor al nivel de la calle, y, consecuentemente, las observaciones hechas sólo en la calle pueden conducir a resultados erróneos.

Tabla 7.1 Cifras del balance energético para la región de Cincinnati durante el verano de 1968 (W/m2) (de Bach y Patterson, 1969) Distrito central Zona rural de oficinas circundante 13 20 8 13 763 — 306 813 120** — 80 159 -100 -98 -61 -67 543 -98 165 587 29 26*** 0 0

8 20 Onda corta, entrada (Q -f- q) 288* — Onda corta, salida [(Q + q)°] 42** — Radiación neta de onda larga (Ln) -61 -67 Radiación neta (Rn) 184 -67 Calor producido por la actividad 36 0 humana * Máximo de polución. ** Una superficie urbana refleja menos que una zona agrícola, y un erizado complejo de rascacielos puede absorber 6 veces más la radiación entrante. *** Reemplaza más de 1/4 de la pérdida de radiación de onda larga por la noche. c. Producción humana de calor. Numerosos estudios demuestran que las grandes aglomeraciones urbanas producen hoy en día energía por la combustión a tasas comparables con la insolación en invierno. Las cantidades de radiación solar recibidas en invierno tienen un promedio de aproximadamente 25 W/m2 en Europa, comparadas con la producción similar de calor de las grandes ciudades. La figura 7.23 muestra la magnitud y la escala espacial de los flujos de energía artificiales y naturales. En Cincinnati, una proporción significativa del balance energético es generada por la actividad humana, incluso en verano (tabla 7.1). Esta producción de calor tenía un promedio de 26 W/m2 o más, de los cuales dos tercios fueron producidos por fuentes industriales, comerciales y domésticas, y el tercio restante por los coches. En cuanto al futuro, se ha estimado que hacia el año 2000 la megalópolis Boston-Washington puede albergar a 56 millones de personas -en un área urbana continua de 30-000 km, y que esta concentración de actividad humana produciría una cantidad de calor equivalente al 50 % de la insolación invernal total medida en una superficie horizontal y el 15 % de la radiación solar veraniega total. d. Islas de calor. El efecto neto de los procesos térmicos urbanos es el de hacer que las temperaturas de las ciudades sean generalmente mayores que las de las áreas rurales circundantes, principalmente debido a la difusión turbulenta de calor sensible de los edificios calientes y a la absorción de la radiación de onda larga emitida por la superficie de la

superficies urbanas durante el día (aumentadas por la calefacción por combustión) es liberado. Debería tenerse en cuenta que, debido a que éste es un fenómeno relativo, el efecto de isla de calor también depende de la tasa de enfriamiento rural, que es influenciada por la magnitud del gradiente ambiental regional. El centro de Londres tuvo durante el período comprendido entre 1931 y 1960 una temperatura anual media de 11,0°C, mientras que la de los suburbios fue de 10,3°C y la de la zona rural de los alrededores de 9,6°C. Los cálculos hechos para Londres en los años cincuenta indican que el consumo de combustible doméstico dio lugar a un calentamiento de 0,6°C en la ciudad en invierno y que fue responsable de un tercio a la mitad del exceso de calor promedio comparado con las áreas rurales

FIG. 7.23 Comparación de fuentes de calor naturales y artificiales en el sistema de clima global a escala pequeña, media y sinóptica. Se dan las regresiones generalizadas para las liberaciones de calor artificiales en los años setenta (a principios de los setenta en círculos, a finales en puntos), junto con las predicciones para los años 2000 (cruces) y. 2050 (según Pankrath, 1980 y Bach, 1979). ciudad y su capa de polución. Este efecto de isla de calor puede tener como resultado que las temperaturas urbanas mínimas sean 5° 6°C mayores que las de las áreas rurales circundantes, y estas diferencias pueden ser de hasta 6° 8°C en las primeras horas de las noches serenas y claras de las grandes ciudades, cuando el calor almacenado por las -

Fig. 7.24 Distribución de las temperaturas mínimas (°C) en Londres, el 14 de mayo de 1959, en la que se indica la relación entre la «isla de calor» urbana y la zona edificada (según Chandler, 1965).

adyacentes. Estas diferencias son aún más marcadas cuando el aire está en calma, especialmente por la noche bajo una inversión regional, (figura 7.24). Para que este efecto de isla de calor pueda actuar con eficacia, la velocidad del viento debe ser inferior a 5-6 m/s y es especialmente notorio en las noches de calma del verano y comienzos de otoño, cuando tiene bordes muy marcados, en forma de acantilado, y las temperaturas más altas están asociadas a las de las zonas de mayor densidad de población. En ausencia de vientos regionales, puede generarse una isla de calor bien desarrollada que puede incluso generar su propia circulación local interna del viento en la superficie. Por consiguiente, los contrastes térmicos de una ciudad, al igual que muchas otras de sus características climáticas, dependen de su situación topográfica y son mayores en los lugares protegidos en que los vientos son suaves. El hecho de que las diferencias de temperatura entre las zonas rural y urbana de Londres sean mayores en verano cuando la combustión y las impurezas atmosféricas son mínimas, indica que la pérdida de calor que experimentan los edificios es el factor más importante que contribuye a este efecto de isla de calor. No obstante, las diferencias observadas de una estación a otra no son necesariamente las mismas que se encuentran en otras zonas macroclimáticas. Son especialmente significativos los efectos de las temperaturas mínimas. Colonia, por ejemplo, tiene en promedio un 34 % menos de días con mínimas inferiores a los 0°C que la zona que la rodea; la cifra correspondiente a Basilea es del 25 % menos. En Londres, Kew tiene un promedio de aproximadamente 72 días más sin hielo que la zona rural de Wisley. También la precipitación se ve afectada por este factor, y en los años que precedieron a 1917 el 21 % de las precipitaciones de nieve que se recogieron en la zona rural de los alrededores de Berlín correspondían, a granizo o lluvia en el centro de la ciudad. Aunque resulta difícil distinguir entre los cambios de temperatura debidos a los controles urbanos y los debidos a otras influencias (véase capítulo 8), se ha indicado que el crecimiento de una ciudad va generalmente acompañado de un aumento de la temperatura anual media; así, por ejemplo, la de Osaka, Japón, se ha elevado 2,6°C en el transcurso de los últimos 100 años y la de Tokio 1,5 °C. Sin embargo, es posible que estos resultados sean tan sólo una coincidencia, pues al parecer no existe relación lineal alguna entre el tamaño de la ciudad y la intensidad de la isla de calor. Leicester, cuando tenía una población de 270.000 habitantes, presentaba un calentamiento de intensidad comparable a la del centro de Londres, en sectores más reducidos. Esto sugiere que la influencia térmica del tamaño de una ciudad no es tan importante como la de la densidad urbana. La extensión vertical de la isla de calor es aún poco

Fig. 7.25 Detalles del flujo urbano. Flujo alrededor de dos edificios de distinto tamaño y forma. Las cifras dan las velocidades relativas del viento; las áreas rayadas son las de gran velocidad del viento y turbulencia al nivel de la calle; FE punto de estancamiento; CE = corriente de esquina; FR = flujo de remolino; S = remolino de sotavento (según Píate, 1972 y Oke, 1978). conocida, pero se cree que es mayor de 100-500 m, especialmente al principio de la noche. En el caso de las ciudades con rascacielos, las distribuciones horizontal y vertical del viento y de la temperatura pueden ser muy complejas (véase fig. 7.25 para las condiciones del viento). 3.

Modificación de las características de la superficie

a. Flujo de aire. Por término medio, las velocidades del viento en las ciudades son inferiores a las que se registran en campo abierto en los alrededores, debido al efecto protector de los edificios, y las velocidades del viento en el centro de la ciudad son generalmente inferiores en un 5 % a las de los suburbios. En 1935, por ejemplo, se registraron vientos de velocidad superior a 10,5 m/s en el aeropuerto de Croydon (suburbios de Londres), relativamente abierto, durante un total de 371 horas, mientras que la cifra correspondiente a la zona cercana edificada de South Kensington fue sólo de 13 horas. Sin embargo, el efecto de la ciudad en el movimiento del aire varía altamente según sean el día y la estación. Durante el día las velocidades del viento en la ciudad son considerablemente menores que las de las áreas rurales circundantes, pero durante la noche la mayor turbulencia mecánica sobre la ciudad implica que las mayores velocidades del viento en las capas altas sean transferidas al aire de niveles inferiores por mezcla turbulenta. Durante el día

(13.00 horas) la velocidad anual media del viento en el aeropuerto de Londres (zona abierta en los suburbios) fue de 2,9 m/s (compárese esta cifra con los 2,1 m/s en el centro de Londres para el período 1961-1962). Los valores correspondientes para la noche (01.00) fueron 2,2 m/s y 2,5 m/s. Las diferencias de velocidad del viento entre las zonas rurales y las urbanas son más marcadas cuando el viento es fuerte y, por consiguiente, son más evidentes en invierno que en verano, época en que en las latitudes templadas se registra una mayor proporción de velocidades bajas. Las estructuras urbanas tienen efectos considerables en el movimiento del aire, tanto por la producción de turbulencia, como por el resultado de la mayor aspereza de la superficie y por el efecto de canalización de los cañones urbanos. En la figura 7.25 se da una idea de la complejidad del flujo de aire alrededor de las estructuras urbanas, ilustrando las grandes diferencias en la velocidad y dirección del viento a nivel del suelo, el desarrollo de vórtices y remolinos de sotavento y los flujos inversos que se pueden dar. Las estructuras juegan un papel principal en la difusión de la polución dentro del dosel urbano; por ejemplo, las calles estrechas a menudo no pueden ser inundadas por los vórtices. La formación de flujos y remolinos de gran velocidad en la atmósfera urbana, usualmente polvorienta y seca, donde existe un amplio suministro de material de desecho, lleva a que los flujos de aire urbanos generales de sólo 5 m/s sean molestos, y los de 20 m/s sean peligrosos. b. Humedad. También es importante el efecto de la urbanización por lo que a la humedad superficial se refiere. La ausencia de grandes extensiones de agua estancada y la rápida eliminación del agua que corre por la superficie por medio de cloacas hace disminuir la evaporación local. Además, la falta de una capa de vegetación extensa elimina gran parte de la evapotranspiración lo que constituye una importante fuente del aumento del calor urbano. Por estas razones, el aire de las ciudades de las latitudes medias tiene una cierta tendencia a poseer humedades absolutas menores que el de las zonas rurales, especialmente cuando soplan vientos flojos y la nubosidad es abundante. En otras ocasiones, cuando reina la calma y el tiempo es bueno, las calles aprisionan el aire cálido, que conserva su humedad porque la cantidad de rocío que se deposita en las superficies cálidas de la ciudad es menor. Los contrastes de humedad entre las zonas urbanas y las rurales son más acusados en el caso de la humedad relativa, que puede ser hasta un 30 % menor en la ciudad durante la noche, como consecuencia de las temperaturas más elevadas. Las influencias de las ciudades en la precipitación (excepto en el caso de la niebla) son mucho más difíciles de precisar, en parte porque

Fig. 7.26 Anomalías en las lluvias veraniegas, tasa de fuertes lluvias, frecuencia de tormentas de granizo y de tronadas en la dirección del viento del área metropolitana de San Luis. Las flechas grandes indican la dirección prevaleciente del movimiento de los sistemas de lluvias veraniegos (según Changan, 1979). el número de pluviómetros existentes en ellas es relativamente escaso, y porque la turbulencia del aire hace la «captura» poco digna de confianza. Sin embargo, se sabe ahora con bastante certeza que las zonas urbanas de Europa y América del Norte son las causantes del tiempo local que, especialmente en verano, es susceptible de desencadenar excesos de precipitación en condiciones límites. Este desencadenamiento puede ser provocado por los efectos orográficos y de turbulencia de los edificios, la mayor densidad de núcleos de condensación y la convección térmica. Las medidas realizadas en Múnich indican que el número de días en que se registró lluvia débil (entre 0,1 y 0,5 mm) fue un 11 % mayor en la ciudad que en la zona rural de los alrededores, y en Núremberg se registró un 14 % más de tormentas que en sus alrededores. Aparentemente, las ciudades de Europa y América del Norte registran de un 6 a un 7 % más de días de lluvia por año que las regiones que las rodean; esta clase de precipitación representa de un 5 a un 10 % del total. Este efecto es generalmente más marcado durante la estación fría en América del Norte, aunque en algunas zonas urbanas del Oeste medio de Estados

Unidos la actividad convectiva aumenta significativamente en verano, época en que se registra mayor frecuencia de tormentas y granizo corriente abajo de las áreas industriales de San Luis (en una distancia de 30-40 km) comparada con las áreas rurales (fig. 7.26). Las irregularidades que se muestran en la figura 7.26 son de las mejor documentadas acerca de los efectos urbanos. Durante los años 1951-1960, en el sudeste de Inglaterra, las lluvias tormentosas veraniegas (que comprendieron el 5-15 % de la precipitación total) fueron especialmente concentradas en el oeste, centro y sur de Londres (fig. 7.27), y contrastaron grandemente con la distribución de la precipitación total anual media. Durante este período, las lluvias tormentosas de Londres eran del orden de 20-25 cm mayores que en la zona rural del sudeste de Inglaterra. Muchos de los resultados discutidos en relación con las influencias urbanas se basan en el estudio de casos limitados. Es por ello conveniente concluir con un resumen de las diferencias climáticas promedio entre las ciudades y sus áreas rurales. Éste se presenta en la tabla 7.2.

Tabla 7.2 Condiciones climáticas urbanas promedio comparadas con las de las áreas rurales circundantes (en parte según WMO, 1970). Composición atmosférica

Radiación

Temperatura Velocidad del viento Niebla Nubosidad Precipitación

dióxido de carbono dióxido de azufre óxidos de nitrógeno monóxido de carbono hidrocarburos totales materia particulada solar global ultravioleta (invierno) duración de la luz solar mínima invernal (promedio) días de grado de calentamiento media anual número de días de calma invierno verano total días con < 5 mm

X2 X 200 X 10 X 200(+ ) X 20 X 3 al 7 -15 al 20% -30 % -5 al 15% + l°al2°C -10% -20 al 30 % + 5 al 20 % + 100% + 30% + 5 al 10 % + 5 al 10% + 10%

RESUMEN

Fig. 7.27 La distribución del total de lluvias con tronada en el sudeste de Inglaterra durante el período 1951-1960 (según Atkinson, 1968).

Los climas a pequeña escala son determinados en gran parte por la importancia relativa de los componentes del balance de energía de superficie, que varían en cantidad y signo dependiendo del día y la estación. Las superficies de tierra desnuda pueden tener amplias variaciones de temperaturas controladas por H y G, mientras que las de las masas de agua superficiales están fuertemente condicionadas por LE y los flujos de advección. Las superficies con una cubierta de vegetación tienen unos intercambios más complejos, que generalmente están dominados por LE; éste puede ser responsable de más del 50 % de la radiación entrante, especialmente donde hay un gran suministro de agua (incluyendo el regadío). Los bosques tienen un albedo menor ( para las coníferas) que la mayoría de las demás superficies cubiertas de vegetación (0,20-0,25).

Su estructura vertical produce distintas capas de microclimas, particularmente en las pluviselvas tropicales. Las velocidades del viento son característicamente bajas en los bosques, y los árboles forman importantes cinturones de protección. Al contrario que la vegetación corta, los diferentes tipos de árboles presentan distintas tasas de evapotranspiración, y por ello afectan de una forma diferencial a las temperaturas locales y la humedad del bosque. El efecto de los bosques sobre las lluvias aún no ha sido dilucidado, pero pueden tener un efecto topográfico marginal bajo condiciones de convección en las zonas templadas. La disposición de la humedad del bosque está muy afectada por la intercepción y evaporación del dosel, pero los depósitos forestados parece que tienen mayores pérdidas por evapotranspiración que los que están cubiertos de hierba. Otra característica principal de los microclimas forestales son sus menores temperaturas y las oscilaciones diurnas más pequeñas, en comparación con las áreas circundantes. Los climas urbanos están dominados por la geometría y composición de las superficies construidas y por los efectos de las actividades humanas. La composición de la atmósfera urbana es modificada por la adición de aerosoles, que producen polución por nieblas y humos, por gases industriales, tales como el dióxido de azufre, y por una cadena de reacciones químicas, iniciada por los humos de escape de los automóviles, que causan el smog y que inhiben tanto la entrada como la salida de radiación. Las cúpulas y plumas de polución se producen alrededor de las ciudades en condiciones apropiadas de estructura vertical de la temperatura y velocidad del viento. El balance calorífico urbano es dominado por H y G, excepto en los parques ciudadanos, y el 70-80 % de la radiación que entra puede convertirse en calor sensible, que se encuentra distribuido de una forma muy variable entre las complejas formas de los edificios. Las influencias urbanas se combinan para dar generalmente temperaturas más altas que en las áreas rurales circundantes, en parte a causa de la creciente importancia de la producción de calor por parte de las actividades humanas. Estos factores dan lugar a la isla de calor urbana que puede estar 6°-8°C más caliente que las áreas circundantes en las primeras horas de las noches claras y serenas, cuando el calor almacenado por las superficies urbanas es liberado. La isla de calor puede tener una profundidad de unos pocos centenares de metros, dependiendo de la configuración de los edificios. Las velocidades del viento en las ciudades son generalmente menores que en las áreas rurales durante el día, pero el flujo de los vientos es extremadamente complejo, dependiendo de la forma de las edificaciones. Naturalmente, las ciudades tienden a ser menos húmedas que las áreas rurales, pero su topografía, rugosidad y cualidades térmicas tienden a intensificar los efectos de la actividad convectiva veraniega sobre las áreas urbanas y las áreas adyacentes en la dirección del viento, dando más tormentas y caída de granizo

8 Variabilidad, curso y fluctuaciones del clima Es probable que el aspecto del clima que resulta más interesante para los no especialistas en la materia sean las diversas especulaciones acerca de su posible evolución. Desgraciadamente, aunque es la parte más interesante de la investigación meteorológica, es también la más incierta. Hasta la década 1840-1850 no se cayó en la cuenta de que el clima ha cambiado radicalmente a lo largo de las épocas; fue entonces cuando se obtuvieron pruebas irrefutables de la existencia de las épocas glaciales. Sin embargo, en diversas partes del globo los cambios de clima han sido suficientes, incluso dentro de los últimos mil años, para influir en las posibilidades de la agricultura y la habitabilidad. Los únicos datos de tiempo dignos de confianza son los obtenidos durante los últimos cien años, por lo que sólo es posible investigar de manera adecuada las fluctuaciones climáticas recientes. Éstas son principalmente las que se estudian en el presente capítulo, aunque conviene considerar, en primer lugar, los distintos métodos empleados para elaborar los datos meteorológicos existentes. A.

DATOS CLIMATOLÓGICOS

1. Valores medios Es frecuente considerar el clima de un determinado lugar como el valor medio del tiempo que en él reina, pero se desprecia una parte vital de la información climática si no se tienen en cuenta la oscilación y la frecuencia de los casos extremos. Los promedios pueden verse -

FIG. 8.1 Curvas de la distribución de frecuencias de la precipitación anual correspondientes a: Helwan (El Cairo), Egipto (promedio de 37 años); Aden (55 años); Phoenix Arizona (45 años); Greenwich (Londres), Inglaterra (100 años); Padua, Italia (200 años); Nueva Orleans (88 años), y Colombo, Ceilán (70 años).

considerablemente afectados por los valores extremos; esto es cierto especialmente en el caso de la media aritmética (obtenida sumando los distintos valores y dividiendo por el número de casos). Por esta razón, para obtener los promedios de datos climatológicos, es necesario generalmente utilizar un período de treinta o treinta y cinco años. Con todo, existen ciertos tipos

de datos que no pueden ser considerados adecuadamente utilizando la media aritmética, especialmente cuando los valores bajos son frecuentes pero los muy altos se producen tan sólo ocasionalmente. Esta situación aparece ilustrada en la figura 8.1, en la que los «histogramas» o gráficos de la distribución de frecuencias de la precipitación anual correspondiente a Helwan (Egipto) y Aden difieren claramente de los correspondientes a Greenwich (Inglaterra) y Padua (Italia). Este último se aproxima a una distribución «normal» simétrica, en la que la mitad de los valores son superiores a la media y la mitad inferiores y en la que la categoría más frecuente (o moda) es igual a la media19. Durante el período 1725-1924, la precipitación anual en Padua tuvo una media de 859 mm y una moda de 884 mm. La mediana para el mismo período en Padua es de 847 mm. Ésta constituye otra medida de la tendencia central, de gran utilidad; del número total de casos estudiados, la mitad corresponde a valores inferiores a ella y la otra mitad a valores superiores. Por consiguiente, no aparece distorsionada cuando se producen algunos casos extremos. Los valores modales o de la mediana darían una indicación mucho más significativa de la precipitación anual en Aden y Helwan, cuyos gráficos presentan una fuerte asimetría «positiva», es decir, los casos menos frecuentes corresponden a valores superiores a la media. La asimetría positiva se hace especialmente evidente cuando la media de una distribución se aproxima al valor cero, cuando en una colección de gran número de datos aparecen algunos casos inusuales de gran magnitud y cuando el período de tiempo a que se refieren los datos es corto (por ejemplo, los datos de precipitación correspondiente a un mes presentan generalmente una asimetría mucho mayor que los correspondientes a un año). Otro problema de la distribución de frecuencias es que puede tener más de un máximo de frecuencia, tal como aparece en la figura 8.1, correspondiente a Nueva Orleans, que es bimodal. 2. Variabilidad

La variabilidad con respecto al promedio puede expresarse de diversas maneras. Cuando se utiliza la mediana, es también frecuente determinar las cuartillas superior e inferior (d y Q2), que son los valores centrales del intervalo comprendido entre la mediana y los extremos superior e inferior, respectivamente, por ejemplo los puntos 25 y 75 % en la -

19

Pueden encontrarse detalles adicionales acerca de los procedimientos estadísticos' elementales en la obra Statistical Melhods and the Geographer, de S. Gregory (Longmans), 1973, R. Hammond y P. McCollogh (1974) Qualitative Techniques in Cerography (Oxford University Press) o J. Silk (1979) Statistical Concepts in Geography (George Alien and Unasin).

frecuencia de distribución. La desviación media con respecto a la mediana viene dada por (Q1 — Q3)/2. Una medida de variabilidad mucho más utilizada es la desviación típica (σ, sigma), que se calcula sumando los cuadrados de las desviaciones de cada uno de los valores con respecto a la media, dividiendo por el número de casos y extrayendo la raíz cuadrada del cociente.

Donde: xi = un solo valor = n= número de casos

Constituye, por tanto, una media de la desviación medía, en la que se elimina el inconveniente de contar con valores positivos y negativos de la desviación (es decir, valores superiores e inferiores a la media) elevando cada desviación al cuadrado, operación que se rectifica finalmente al extraer la raíz cuadrada. Las variabilidades de la precipitación correspondientes a distintas estaciones pueden compararse entre sí si se expresa la desviación típica en tanto por ciento de la media (este porcentaje se denomina coeficiente de variación, y se representa mediante las letras CV).

Donde no se dispone de la desviación estándar, a veces se usa la desviación media, MD.

donde | — | indica la diferencia en valor absoluto, sin tener en cuenta el signo. Esta medida de la variabilidad, que actualmente se tiende a utilizar en lugar de la media, tiene para la precipitación anual un valor que -

oscila entre 10-20 % en Europa occidental y partes de la India monzónica y más de 50 % en las zonas áridas de nuestro planeta (fig. 8.2). Es precisamente en estas regiones donde un pequeño cambio en la frecuencia anual de los temporales puede influir considerablemente en la precipitación media correspondiente a un período determinado de años. Debe tenerse en cuenta, sin embargo, que un examen detallado de los datos de precipitación correspondientes a diversas regiones climáticas indica que la relación aparentemente inversa existente entre el total anual y la variabilidad es sólo muy aproximada. Además, cuando un coeficiente de variación es ≥ 50 % nos apartamos ya del caso de una distribución normal de frecuencias en que se basa esta estadística. 3. Tendencias Es obvio que las variaciones que experimentan de un año para otro los factores climáticos pueden enmascarar los cambios graduales de un tipo de tiempo a otro. Este efecto de las irregularidades a largo plazo puede eliminarse con diversas técnicas estadísticas; la más simple de todas ellas es la «media móvil». El método consiste en calcular los valores medios para períodos consecutivos de quizá cinco, diez o treinta años, es decir:

Con este método se suavizan las fluctuaciones a corto plazo si se utilizan períodos de veinte o treinta años, con lo que se ponen de relieve las tendencias a largo plazo. Sin embargo, las medias móviles también pueden generar fluctuaciones periódicas regulares aparentes donde no las hay. Esto puede verse calculando las medias móviles para una serie de números al azar. B.

1.

EL REGISTRO DEL CLIMA

Evidencia del cambio climático

Para entender el significado de las tendencias del clima a lo largo de los últimos cien años, es necesario considerarlas sobre el fondo del conocimiento general que tenemos de las condiciones pasadas. Los sedimentos terrestres y oceánicos registran numerosas alternancias-

entre los períodos glaciales e interglaciales durante los últimos millones de años. Por lo menos se han dado ocho de estos ciclos en el último millón de años, teniendo cada uno un promedio de 125 000 años. En las pruebas terrestres se identifican sólo cuatro o cinco glaciaciones, debido a la ausencia de registros sedimentarios continuos, pero es probable que en cada uno de estos períodos interglaciales grandes capas de hielo hayan cubierto Norteamérica y Europa septentrionales. Los niveles del mar también descendieron unos 100-150 m debido al gran volumen de agua bloqueada en el hielo. Parece ser que las regiones tropicales fueron áridas en esos tiempos. El último período glacial de este tipo alcanzó su climax hace unos 18 000 años, pero las condiciones climáticas «modernas» sólo se establecieron durante el período postglacial: convencional-mente se le sitúa hace 10 000 años. Esta escala cronológica se usa cuando los datos se basan en estudios con carbono radiactivo (carbono14, 14C), u otros métodos radiométricos que comprenden procesos de descomposición de isótopos, tales como el potasio-argón (K-Ar). En los períodos postglaciales, que son de mayor importancia para la discusión que nos ocupa, la información de las condiciones climáticas se obtiene indirectamente de los registros substitutivos. Por ejemplo, el avance y la retracción de los glaciales representan una respuesta a la caída de nieve en invierno y a la fusión en verano. La historia de la vegetación, que indica las condiciones de temperatura y humedad, puede seguirse estudiando los tipos de polen preservados en los sedimentos de los lagos y en las turberas. Las estimas de los elementos climáticos estacionales pueden hacerse a partir de los estudios de las capas de nieve/ hielo anuales en núcleos tomados de capas de hielo polar donde no hay fusión. Estas capas también registran sucesos volcánicos pasados a través de la inclusión de micropartículas y compuestos químicos en el hielo. En las áreas forestales, donde los árboles forman una capa anual de crecimiento, el espesor de los anillos puede interpretarse a través de estudios dendroclimatológicos en términos de la humedad disponible (en las regiones semiáridas) y el calor en verano (cerca de las líneas de árboles polares y alpinas). Las secuencias de polen y los núcleos de hielo generalmente se extienden durante los últimos 10 000-20 000 años (y excepcionalmente hasta hace 125 000 años), mientras que los anillos de los árboles raramente se extienden a más de 1500 años atrás. Para épocas más recientes, los documentos históricos a menudo registran el fruto de las cosechas o los fenómenos meteorológicos extremos.

Fig. 8.3 Temperaturas de! aire en las tierras bajas del Centro de Inglaterra. Se indican las tendencias de las supuestas medias de periodos de 1000 y 100 años desde 10 000 años a. C. (estas últimas calculadas para el último milenio) (según Lamb, 1966). Los óvalos sombreados representan los limites de oscilación aproximados de las temperaturas supuestas y ¡os márgenes de error de las fechas dadas por el radio-carbono.

2. Condiciones postglaciales

Como consecuencia de la retirada final de las capas de hielo que cubrían los continentes de Europa y América del Norte, ocurrida entre hace 10 000 y 7000 años a. C, el clima mejoró con gran rapidez en las latitudes medias y altas. En las áreas subtropicales, este intervalo era también generalmente más húmedo con altos niveles en los lagos en África y Oriente Medio. Hace 5000 años aproximadamente se alcanzó un máximo térmico en las latitudes medias; las temperaturas veraniegas eran superiores a las alcanzadas actualmente y el límite ártico de los árboles se encontraba algunos centenares de kilómetros más al norte en Eurasia y Norteamérica. En aquellos tiempos, las regiones subtropicales desérticas fueron de nuevo muy secas y fueron mayormente abandonadas por el hombre primitivo. Hace unos 2000 años se dio un descenso de las temperaturas con tiempo más frío y húmedo en Europa y Norteamérica. Aunque no se ha vuelto a alcanzar temperaturas tan elevadas como las del máximo térmico, sí es cierto que se registró un período más cálido en diversas partes del globo entre los años 1000 y 1250 d.C., intervalo marcado por la colonización de Groenlandia por los vikingos y la ocupación de la isla Ellesmere en el Ártico canadiense por los esquimales. Posteriormente tuvo lugar un nuevo empeoramiento y entre 1550 y 1700 hubo una serie de inviernos que merecieron la denominación de «Pequeña Edad de Hielo», durante los cuales avanzaron considerablemente los glaciares y hielo prensado de las zonas árticas, ocupando posiciones que no habían sido alcanzadas desde la Edad de Hielo. Estos avances se produjeron en la época comprendida entre mediados del siglo XVII y XIX en Europa, como consecuencia del retraso en la reacción de los glaciares y de las fluctuaciones climáticas menores. La, figura 8.3 intenta resumir estas .tendencias, pero hay que hacer hincapié en que actualmente sólo es posible representarlas a grandes rasgos, ya que, por ejemplo, se sabe poco o nada de las fluctuaciones a corto plazo acaecidas con anterioridad a la época medieval; incluso las magnitudes relativas de los cambios anteriores al año 1700 d.C. pueden indicarse sólo de manera muy general. 3. Los últimos 100 años Los registros durante largos períodos llevados a cabo mediante instrumentos en las estaciones de Europa y Estados Unidos orientales indican que el aumento de temperatura con que terminó la «Pequeña Edad de Hielo» comenzó a principios del siglo XIX, aunque en algunas regiones se interrumpió hacia 1880-1890 (fig. 8.4). Las temperaturas más afectadas por este cambio fueron las invernales; así, por ejemplo, en Svalbard, FIG. 8.4 Tendencias de la temperatura de enero desde 1800. Las líneas representan la media móvil de 30 años (según Lysgaard, 1949).

la temperatura media de 20 años del mes de enero aumentó +7,8°C en el período comprendido entre 1900 y 1919 y el de 1920-1939. Este fenómeno evidencia la existencia de un mecanismo de transporte de calor. Sin embargo, el aumento del estado tormentoso puede causar un movimiento más frecuente de las masas de aire caliente hacia las latitudes altas, a pesar de que los aumentos de las temperaturas invernales

también se clan en áreas que están predominantemente afectadas por vientos procedentes del norte y por ello no pueden recibir el calor directamente de las regiones de origen de aire caliente. Los efectos del aumento de temperatura se manifiestan de muy diversos modos. Así, por ejemplo, se ha producido una rápida retirada de la mayor parte de los glaciares de nuestro planeta. En la actualidad, los glaciares situados en la zona del Atlántico Norte parecen estar reduciéndose de manera general, debido en gran parte al aumento de temperaturas, que tiene el efecto de alargar el período de erosión con un aumento correspondiente del límite de las nieves. Otra tendencia que ilustra el calentamiento del planeta ha sido el retroceso del hielo del Ártico. Los puertos del Ártico permanecieron libres de hielo durante períodos más largos desde los años veinte a los cincuenta y el bacalao extendió sus áreas de alimentación hacia el norte al oeste de Groenlandia a unos 9° de lat i tud entre 1919 y 1948. Las pruebas más recientes (véase fig. 8.5) sugieren que el período cálido de 1930-1950 ha finalizado. El enfriamiento ha tenido lugar especialmente en la parte septentrional de Siberia, en el Ártico oriental del Canadá y en Alaska, con cambios del orden de —2°C a —3°C en la temperatura media de invierno desde 1940-1949 hasta 1950-1959. Quizás en compensación se haya producido simultáneamente un ligero aumento de la temperatura invernal en Estados Unidos, Europa oriental y Japón. Queda por comprobar si este descenso de temperaturas representa tan sólo una fluctuación de poca importancia o si se trata de una tendencia a largo plazo; lo que sí está claro es que esta última posibilidad tendría importantes consecuencias económicas en diversas partes del hemisferio norte. En el hemisferio sur este calentamiento parece que ha sido retrasado y puede aún progresar (fig. 8.5). Nótese que a escala global, los cambios están entre 0,2°C a 0,3°C de la media de 100 años. Mientras que el cambio experimentado por las temperaturas tropicales desde 1880 parece ser mínimo, no ocurre lo mismo con los totales de precipitación. En extensas zonas de los trópicos, pero excluyendo el Asia monzónica, hubo alrededor del año 1900 un descenso general de la precipitación anual, del orden de un 30 %. E. B. Kraus ilustra la magnitud TABLA 8.1 Promedios estacionales de precipitación en Freetown (según Kraus, 1955)

Fig. 8.5 Tendencias observadas en la temperatura del aire superficial (medias móviles de 5 años) para tres bandas de latitudes y para todo el planeta. Las escalas para las latitudes bajas y para la media global se encuentran a la derecha (según Hansen et al., 1981).

1875-1896 1907-1931

Mayo-octubre

Noviembre-abril

452,3 cm 312,1 cm

41,7 cm 23,1 era

de este cambio en Freetown, Siena Leona, en el África occidental (véase tabla 8.1). Las primeras lluvias (de mayo y junio) y las últimas (de septiembre y octubre) presentan un descenso relativo superior al de los meses de julio y agosto, en los que la precipitación es muy abundante; éste hecho parece indicar la posibilidad de que se esté produciendo principalmente un alargamiento de la estación seca. En apariencia, esta mayor aridez en los trópicos no parece estar compensada por ningún aumento en las latitudes templadas; es más, también en el Sudeste de Australia y en el Este de América del Norte hasta una latitud de 40° ha disminuido la precipitación, con una recuperación de aproximadamente un 10 % después de 1940. Diversos estudios recientes de la precipitación en África occidental indican una tendencia de disminución durante 1951-1975 a 50° de latitud N. Se ha sugerido que ésta está relacionada con el debilitamiento de la corriente en chorro tropical del este y con la penetración limitada hacia el norte del flujo monzónico del sudoeste del África occidental. Sin embargo, S. E. Nicholson encuentra períodos de mínimas en los años diez,-cuarenta y 1968-1973 en

las zonas subtropicales de África occidental, pero ninguna tendencia. Esta científica atribuye las fluctuaciones en la precipitación a la contracción/expansión del núcleo árido del Sahara, más que a desviaciones norte-sur. En Australia, los cambios en las lluvias se han relacionado con cambios en la intensidad y localización de los anticiclones subtropicales. El área árida parece haber aumentado su extensión desde principios de siglo a los años treinta, y en Australia central las cantidades anuales parecen haber disminuido entre 1910 y 1970. En las latitudes medias, los cambios en las precipitaciones son generalmente menos pronunciados. La figura 8.6 ilustra las fluctuaciones a largo plazo para Inglaterra y Gales y para estaciones individuales en Inglaterra. Para este país en su totalidad, las desviaciones de las décadas son sólo de un + 10 %. Los gráficos de las estaciones individuales muestran que incluso sobre distancias relativamente cortas pueden existir considerables diferencias en la magnitud de las irregularidades promedio de las décadas (p. ej., Manchester y Oxford). C.

POSIBLES CAUSAS DE LOS CAMBIOS DE CLIMA

Pueden distinguirse dos categorías de factores causales que afectan al sistema climático de la tierra (fig. 7.8). La primera comprende procesos

Fig. 8.6 Anomalías a través de las décadas de la precipitación anual media (mm) para Inglaterra y Gales y para cuatro estaciones individuales en Inglaterra {la última década incluye datos hasta de septiembre de 1978) (según Kelly, 1980).

Fig. 8.7 El «sistema climático». Los procesos externos se indican mediante flechas oscuras; los procesos internos mediante flechas claras (según US OARP Committee, 1974).

externos al dominio atmósfera-océano, tales como los cambios en la radiación solar extraterrestre o la deriva continental. La segunda concierne a factores internos, tales como cambios en la composición atmosférica, nubosidad o temperatura superficial del mar. Esta segunda categoría comprende especialmente complejos efectos de retroalimentación entre la atmósfera, el océano y la criosfera. Así, una cubierta de nieve/hielo más extensa crea un albedo mayor y temperaturas más bajas, que a su vez extenderán más el límite de nieve/hielo, produciendo un enfriamiento adicional; éste es un ejemplo de circuito de retroalimentación positivo. En otros casos, una irregularidad inicial puede eliminarse a sí misma (circuito de retroalimentación negativo). 1.

Cambios a largo plazo

Se han identificado varias eras glaciales en el pasado geológico, a intervalos de 250 millones de años o más. Éstas parecen coincidir con la presencia de continentes en las latitudes altas septentrionales o meridionales a través de deriva continental o, en su moderna interpretación, la «tectónica de placas». Sin embargo, aún no está claro si este efecto de localización es por sí mismo causa suficiente, o es simplemente uno de varios factores necesarios. Otra posible variable en las grandes escalas de tiempo es la emisión solar. El ciclo de las manchas solares tiene una relación discutible con las condiciones climáticas, a pesar de que ciertos indicadores a corto plazo distintos de la actividad solar sugieren algunas posibles relaciones. A pesar de la ausencia de pruebas de observación para los cambios de incluso un 1-2 % de la emisión total (véase pág. 28), las teorías astronómicas del nacimiento de las estrellas, su evolución y su «muerte» eventual, que duran muchos billones de años, sugieren la probabilidad de un sol variable. Un vínculo más seguro se ha establecido entre las variaciones astronómicas en la órbita de la tierra alrededor del-sol y el clima terrestre. Se dan tres variaciones que interactúan, que comprenden cambios regulares en (1) la forma de la órbita elíptica (con una escala de tiempo de unos 95000 años); (2) la inclinación del eje de rotación de la tierra (aproximadamente 42000 años), y (3) el período del año cuando la tierra está más cercana al sol o perihelio (unos 21000 años). El primero afecta a la radiación anual total recibida por la tierra, mientras que la cantidad de inclinación axial (21,8°-24,4°) modifica el contraste verano-invierno. El tiempo de perihelio —ahora en el 3 de enero (véase fig. 1.7)— determina el calentamiento relativo del verano/invierno en el hemisferio respectivo. Se ha visto que la aparición de las condiciones glaciales se ve favorecida

por una disminución del contraste estacional, con inviernos suaves y veranos frescos, es decir, poca desviación axial y perihelio en el invierno septentrional. Comparado con el inicio del período postglacial, cuando el perihelio se daba en junio, las condiciones astronómicas actuales están más cercanas a las de la última glaciación. Sin embargo, no se espera una futura glaciación (menor) hasta al menos dentro de 3000-4000 años. 2.

Fluctuaciones a corto plazo

Notablemente, las causas de los cambios climáticos observados durante los últimos siglos se comprenden peor que los de la última glaciación. Existen múltiples explicaciones posibles y realmente es probable que influya más de un factor. La causa inmediata de las fluctuaciones climáticas recientes radica, al parecer, en el aumento de la circulación global del viento. Durante los 30 primeros años del presente siglo se produjo un notable incremento en la fuerza de los vientos del Oeste que soplaban sobre el Atlántico Norte, de los alisios del Nordeste, del monzón de verano del Sudeste asiático y de los vientos del Oeste del hemisferio sur (en verano). El Atlántico Norte presentaba una configuración consistente en un mayor gradiente de presión entre el anticiclón de las Azores y la baja de Islandia por una parte (mientras esta última profundizaba) y entre el anticiclón de Siberia (que se desplazaron hacia el oeste) y la baja de Islandia por otra. Estos cambios fueron acompañados por unas rutas de las depresiones de más al norte, por lo que aumentó de manera apreciable la frecuencia de corrientes de aire templado procedentes del Sudoeste sobre las islas Británicas entre 1900 y 1930 aproximadamente, hecho que aparece reflejado por la frecuencia media anual de flujo del Oeste (según la clasificación de Lamb; véase cap. 5, A.3). Las cifras correspondientes a los períodos 1873-1897, 1898-1937 y 1938-1961 son, respectivamente, del 27 %, 38% y 30%. El descenso reciente del flujo de aire del Oeste, especialmente en invierno, está relacionado con el aumento del flujo del aire del Norte, que da ocasión a nevadas más frecuentes, mientras que la desviación de las principales trayectorias de las depresiones hacia el Sur dio lugar en Inglaterra a una serie de veranos frescos y húmedos (principalmente 1954, 1956, 1958 y 1960). Estos indicadores regionales reflejan un declive general en el fortalecimiento de los vientos del Oeste circumpolares de las latitudes medias, que acompañan a una aparente expansión del vórtice polar. La clave de todas estas variaciones atmosféricas debe buscarse en el balance de calor del sistema tierra-atmósfera, hecho que nos lleva de nuevo a las consideraciones fundamentales acerca de la energía con las

que empezamos este libro. La evidenciare fluctuaciones en la «constante solar» no lleva a ninguna conclusión, a pesar de que aparentemente se dan variaciones en la emisión de partículas de alta energía y radiación ultravioleta durante las breves llamaradas solares. Cualquier actividad solar sigue el conocido ciclo de aproximadamente once años, que se mide generalmente haciendo referencia al período limitado por el máximo y el mínimo de las manchas solares, y, aunque se han llevado a cabo numerosos intentos para relacionar el número de manchas solares con los fenómenos meteorológicos, los resultados obtenidos hasta la fecha son altamente contradictorios. Sin embargo, se ha encontrado una relación estadística clara entre la presencia de sequía en Estados Unidos occidentales en los últimos 300 años y el ciclo doble (de Hale) de aproximadamente 22 años de reversión en la polaridad magnética solar. Las áreas de sequía son más extensas en los 2-5 años siguientes a un mínimo en la mancha solar de Hale (es decir, mínimos de la mancha solar de 11 años alternos). Los cambios en la composición atmosférica pueden haber influido en la modificación del balance de calor de la atmósfera. Se ha sugerido que una de las causas de la «Pequeña Edad de Hielo» fue el aumento de la cantidad de polvo volcánico existente en la estratosfera. Las principales erupciones pueden tener como resultado un enfriamiento superficial de quizá 0,2°C durante unos pocos años tras el suceso. Así, se requeriría una actividad volcánica frecuente para unas condiciones de enfriamiento persistentes. Recíprocamente, se ha sugerido que el reducido contenido de polvo volcánico de después de 1914 puede haber contribuido en parte al calentamiento de principios del siglo XX. El papel de los aerosoles de la troposfera es complejo. Los aerosoles se originan de una forma natural, por ejemplo de tierra y fango levantados por el viento, así como de la polución atmosférica debida a las actividades humanas (industria, calefacciones domésticas y transportes modernos). Los factores antropogénicos indirectos, tales como la presión de población en aumento, que lleva al sobrepastoreo y al aclarado de bosques, pueden aumentar la desertificación, que también contribuye al aumento de la tierra levantada por el viento. Un ejemplo de ello son los años de sequía de alrededor de 1930 en Estados Unidos y la del Sahel africano de 1972-1973. La Unión Soviética ha presentado pruebas en las que puede apreciarse un fuerte aumento en las cantidades de polvo caídas en los lechos de nieve de las montañas a partir de 1930; la turbieza de la atmósfera aumentó, entre 1905 y 1964, un 57 % sobre Washington D.C. y un 85 % sobre Davos (Suiza) entre 1920 y 1958. La presencia de partículas en la atmósfera aumenta la dispersión de la radiación de onda corta, incrementando así el albedo planetario y causando el -

enfriamiento, pero el efecto sobre la radiación infrarroja es el de calentamiento superficial. El resultado neto se ve complicado por el albedo superficial. Los aerosoles producidos por el hombre causan el calentamiento neto sobre la nieve y el hielo y la mayoría de las superficies terrestres, pero dan un enfriamiento sobre los océanos, que tienen un albedo bajo. Los aerosoles naturales probablemente causan un enfriamiento general. El efecto general sobre la temperatura de la superficie del globo aún no se conoce con certidumbre. Otro cambio de la composición atmosférica comprende el aumento constante del dióxido de carbono, como resultado de la combustión de los combustibles fósiles (véase fig. 1.3). Las cantidades han aumentado desde los niveles preindustriales de unas 290 ppm a alrededor de 335 ppm en 1980. Según experimentos hechos con modelos atmosféricos, se espera que la duplicación del dióxido de carbono atmosférico elevará la temperatura del aire superficial promedio en unos 1,5°-2,5°C, con incrementos mucho mayores en las regiones polares, debido a la estabilidad atmosférica y al retraimiento de nieve/hielo. El aumento de las temperaturas es causado por el incremento de la retención atmosférica de la radiación infrarroja procedente de la tierra, debida a las bandas de absorción del CO2 (véase fig. 1.6). La duplicación de los niveles de CO2 se cree que tendrá lugar a mediados del siglo que viene, dados los niveles mundiales de consumo energético, el crecimiento de la población y la economía de los países del tercer mundo, y los largos períodos de tiempo requeridos para el desarrollo de fuentes de energía alternativas (solar, eólica o nuclear). En base a estos cálculos, el aumento observado de C03 desde finales del siglo xix debería haber producido un calentamiento de unos 0,3°C, o casi la mitad del cambio observado en el hemisferio norte entre 1890 y los años cuarenta. Sin embargo, esto conduce al subsiguiente enfriamiento inexplicado. Puede ser el resultado del aumento de las partículas atmosféricas, principalmente las de origen volcánico en la estratosfera, o a otros efectos causales inidentificados. Algunas complicaciones pueden ser debidas a la interacción del mar y la atmósfera. El mar es susceptible de almacenar grandes cantidades de calor, por lo que puede modificar en alto grado los intercambios de calor y humedad que tienen lugar con el aire situado por encima de él. Sin embargo, investigaciones recientes llevadas a cabo por J. Bjerknes demuestran que las variaciones de temperatura que se observan en la superficie del océano Atlántico van precedidas de cambios iniciales en el régimen de viento. Se ha llegado a conclusiones similares observando los cambios sobre el Pacífico Norte. El orden natural de la variabilidad de las temperaturas globales en la escala de tiempos de 100 años es de unos ±0,5°C. Está claro que los

cambios climáticos inducidos por el hombre pueden hacer aumentar esta tasa. Sin embargo, como resultado de las considerables variaciones geográficas en los regímenes climáticos a corto plazo —mayor sensibilidad en las latitudes altas y fuertes diferencias espaciales a escala subcontinental—, algunas de las tendencias predichas pueden estar en marcha antes de que puedan ser detectadas con certeza mediante las observaciones instrumentales rutinarias. Esto hace que crezca el interés por obtener una mejor comprensión de cómo funciona nuestro sistema de clima, dado que, cada vez más en el mundo moderno, incluso pequeñas variaciones climáticas pueden tener implicaciones ambientales y económicas muy importantes. Las modificaciones del clima por parte del hombre son tanto inadvertidas como, al menos potencialmente, intencionadas. A pesar de que las ideas sobre esto último son muy especulativas, merecen al menos ser tratadas brevemente en este contexto. Las sugerencias para modificar los balances energéticos y la temperatura superficiales incluyen la producción muy extendida de cirros, sembrándolos desde aviones o cohetes, y poniendo en órbita grandes cantidades de partículas de polvo o agujas metálicas en la atmósfera superior. Otras ideas conciernen al aumento de la nubosidad y la precipitación en las áreas áridas, por la creación de montarías térmicas (pintando las superficies del desierto de negro) para hacer disminuir el albedo y estimular la convección, o por la creación de mares interiores en las cuencas áridas con drenaje interior, tales como el lago Eyre, Australia, para modificar el balance de humedad. Uno ele los proyectos de ingeniería geográfica con más probabilidades de que se lleven a cabo es el plan soviético de desviar hacia el sur los ríos siberianos que fluyen hacia el norte en dirección a Asia central. La reducción del aporte de agua dulce a la Cuenca Ártica podría tener importantes consecuencias para la cubierta de hielo de los mares de Kara-Laptev y consecuentemente para el clima del hemisferio norte. Los análisis iniciales apuntan hacia la existencia de una mayor cobertura veraniega de hielo, pero se requieren estudios más detallados con modelos. Esperemos que los posibles peligros desconocidos de estas intromisiones permanentes a gran escala en la superficie terrestre y atmosférica harán posponer estos proyectos, quizá permanentemente.

RESUMEN

Los datos climáticos se describen en términos de un valor promedio (media, mediana, moda) y una medida de la variabilidad sobre el promedio desviación estándar, orden, etc.). Para las desviaciones sesgadas, tales como la precipitación diaria, es esencial saber la distribución de frecuencias. Los cambios en el clima comprenden factores tanto externos como internos al sistema climático. Los externos incluyen la variabilidad solar, el efecto astronómico de la órbita terrestre y la actividad volcánica. Los factores internos incluyen la variabilidad dentro de la atmósfera y el océano, y sus circuitos de retroalimentación. Durante el siglo pasado, el cambio climático inducido por el hombre a escala global y local se ha convertido en una realidad, en primer lugar a través de cambios en la composición atmosférica y las propiedades de la superficie. Los cambios climáticos en la escala de tiempos geológicos incluyen la deriva continental, la actividad volcánica y posibles cambios en la emisión solar. En los últimos millones de años, los ciclos glaciales-interglaciales parecen estar fuertemente controlados por las variaciones astronómicas en la órbita terrestre, a pesar de que los circuitos de retroalimentación de la atmósfera-océanos-criosfera también deben estar comprendidos. Las fluctuaciones a más corto plazo parecen ser el resultado de cambios en los regímenes de la circulación atmosférica, pero no es seguro si las causas primarias de estos regímenes cambiantes son factores específicos, tales como la variabilidad solar y la composición atmosférica. Se ha probado que ha habido una tendencia al calentamiento en el hemisferio norte en los años cuarenta y un ligero enfriamiento subsecuente. Aunque aún no muy bien comprendidos, los cambios en la composición atmosférica son el principal candidato a responsable de estas tendencias.

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Capítulo 2

Humedad atmosférica

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Capítulo 3

El movimiento atmosférico

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Capítulo 4

Masas de aire, frentes y depresiones

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Tiempo y clima en las latitudes medias

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Tiempo y clima de los trópicos

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Capítulo 7

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APÉNDICE 1 Capítulo 8

Variabilidad, curso y fluctuaciones del clima

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Apéndice 2

Fig. AP. 2.1 Nomogramas de altitud, presión, longitud y temperatura.

Modelo básico de estación para registrar los datos meteorológicos

APÉNDICE 3

MODELO (ampliado) N dd ff

CLAVE Nubosidad total (oktas)1 Dirección del viento (decenas de grados) Velocidad del viento (nudos)

vv ww W

Visibilidad (código) Tiempo presente (símbolo codificado) Tiempo pasado (símbolo codificado)

PPP TT

Presión al nivel del mar (mb) 2 Temperatura (°C)

Nh CL h CM CH

Nubes bajas (oktas) Tipo de nubes bajas (símbolo codificado) Altura de CL (código) Tipo medio de las nubes (símbolo codificado Tipo de las nubes altas (símbolo codificado)

EJEMPLO 7 32 20

Mapas sinópticos del tiempo Estos mapas sinópticos del tiempo proporcionan una visión generalizada de las condiciones meteorológicas sobre una gran área en un momento dado. El análisis de estos mapas facilita las desviaciones locales de la configuración general de presión y del viento. Estos mapas generalmente se preparan para intervalos de 6 o 12 horas. Usualmente se preparan para presiones medias al nivel del mar (o para perfiles de altura de la •superficie isobárica de 1000 mb) y en superficies isobáricas estándar: 850, 700, 500, 300 mb, etc. El mapa de presiones MSL muestra típicamente isóbaras a intervalos de 4 o 5 mb, frentes superficiales e información del tiempo. Los fenómenos meteorológicos presentados en el mapa son' los siguientes: temperatura punto de rocío dirección del viento velocidad del viento presión cantidad de nubes

tipo y altura de la base de las nubes tiempo actual tiempo pasado (últimas 6 horas) tendencia de la presión cambios barométricos (últimas 3 horas) visibilidad

Estos datos se presentan en forma codificada o simbólica para cada estación meteorológica. En la figura Ap. 3.1 se ilustra el convenio sobre la forma de representación («modelo de estación»). Los símbolos meteorológicos básicos se ilustran en la figura Ap. 1.2 y el código sinóptico se da en la tabla Ap. 3.1.

Td Td Temperatura del punto de rocío (°C) Traza del o barógrafo (símbolo codificado) PP Cambio barométrico de tres horas (mb) 3 1 okta = octavo 2 Presión en decenas, unidades y décimas partes de mb; omitiendo el 9 ó 10 inicial, es decir, 105 = 1010,5 3 Cambios barométricos en unidades y décimas partes de mb

FIG. AP. 3.1 Modelo básico de estación para la representación de los datos meteorológicos. La clave y el ejemplo se han dispuesto según ¡a secuencia acordada internacionalmente para los mensajes de teletipo. Estos datos estarían precedidos por un número de identificación de la estación, la fecha y la hora.

FIG. AP. 3.2 Símbolos sinópticos representativos.

66 80 9 105 20 4 2 3 5 2

14 3 04

TABLA AP. 3.1 Código sinóptico (Organización Meteorológica Mundial, enero de 1982) Símbolo Clave yy Día del mes (geomagnético) GG Tiempo (geomagnético) hasta la hora más próxima iw Indicador para el tipo de velocidad del viento observada y unidades IIiii Número del índice internacional de la estación iR Indicador: datos de precipitación incluido/omitido ix Indicador: tipo de estación + ww W1 W2. incluido/omitido (código) h Altura de la nube más baja (código) vv Visibilidad (código) N Cantidad total de nubes (oktas) dd Dirección del viento (decenas de grados) ff Velocidad del viento (nudos, o m/s) 1 Encabezamiento sn Signo de la temperatura (código) TTT Temperatura (0,1 °C) redondeada al °C más cercano 2 Encabezamiento sn Signo de la temperatura (código) TdTdTd Temperatura del punto de rocío (como TTT) 4 Encabezamiento PPPP Presión media al nivel del mar (decenas de mb, omitiendo los millares) 5 Encabezamiento a Características de las tendencias barométricas (símbolo codificado) PPP Tendencia barométrica de 3 horas (decenas de mb) 7 Encabezamiento ww Tiempo presente (símbolo codificado) W1 Tiempo pasado (símbolo codificado) W2 Tiempo pasado (símbolo codificado) 8 Encabezamiento Nh Cantidad de nubes bajas (oktas) CL Tipo de nubes bajas (símbolo codificado) CM Tipo de nubes intermedias(símbolo codificado) Tipo de nubes altas (símbolo codificado) CH

Ejemplo Comentarios 05 Todo el grupo está en 06 bloques de 5 dígitos 4 Medido con anemómetro (nudos)

3

Datos omitidos

1

Estación tripulada con ww W1 W2 incluidas

3 66 7 32 20 0 0 203

Nudos Valor positivo (1 = valor negativo)

2 0 138 4 0105 5 3 005 7 80 9 8 8 4 2 5

(W1 debe ser mayor que W2)

2

Nota: El grupo 3 es para informar de la presión en superficie y el 6 para los datos de precipitación.

APÉNDICE 4

Unidades del sistema internacional (SI) Cantre4idad longitud área volumen masa densidad tiempo velocidad aceleración fuerza

Dimensiones L L2 L3 M ML-2 T LT-1 LT-2 MLT'2

SI m m2 m3 Kg kg m-3 s m s"1 m s-2 Newton (kg m s-2)

presión energía trabajo potencia temperatura energía calorífica calor/flujo de radiación densidad del flujo calorífico

ML-1 'T-2 ML2 T-2

N m2 (Pascal) Julio (kg m2 s-2)

ML2T-3 0 ML2T-2 (oH) HT-2 HL-2T-2

Watio (kg m2 s-3) Kelvin (K) Julio (J) Watio (W) o J s-1 Wm-2

métrico CGS 102 cm 104 cm2 106 cm3 103 g 10-3 g cm-3 s 102 cm s-1 102 cm s-2 103 dinas (105 g cm-1 s-2) 10-2 mb 107 ergios (107 g cm2 s-2) 107 ergios s-1 °C 0,2388 cal 0,2388 cal s-1 2388X10-5 cal cm-2 s-1

Británico 3-2808 pies 10-7640 pies2 35.3140 pies3 2.2050 lb 2.24 mí h-1

l.340Xl0-3hp 1.8°F 9-470Xl0-4BTU 3412 BTU h-1

Las unidades SI básicas son el metro, el kilogramo y el segundo (m, kg, s): 1m = 3,2808 pies 1 pie = 0,3048 m 1 km = 0,6214 millas 1 mi = 1,6090 km 1 kg = 2,2046 lb 1 lb = 0,4536 kg 1 m s-1 = 2,2400 mi/h-1 1 mi h-1 = 0,4460 m s-1 2 2 2 1m = 10,7640 pies 1 pie = 0,0929 m2 2 2 2 1 km = 0,3861 mi 1 mí == 2,5900 km2 = 1,8°F 1°F = 0,555°C 1 °C Pueden hacerse las conversiones de temperatura con la fórmula

Problemas Capítulo 1 1

2 Factores de conversión de energía: 4,1868 J J crn-2 Watio Wm-2 697,8 W m-2

=1 caloría = 0,2388 cal cm-2 = J s-1 = 1,433 X 10-3 cal cm-2 min-1 = 1 cal cm-2 min-1

0° 23½° 45° 66½° 90° N

Para sumas de tiempos: Día: Día: Mes: Año:

1 1 1 1

Wm-2 = 8,64 J cm-2 día-1 = 2,064 cal cm-2 día-1 Wm-2 = 8,64 X 104 J m-2 día-1 Wm-2 = 2,592 M ím-2 (30 días) -1 = 61,91 cal cm-2 (30 días)-1 W m-2 = 31,536 M J m-2 año-1 = 753,4 cal cm-2 año-1

Aceleración de la gravedad (g) = 9,81 m s-2 Calor latente de vaporización (288°K) = 2,47 X 106 J kg-1 Calor latente de fusión (273°K) = 3,33 X 105 J kg-1

La energía solar recibida en la parte superior de la atmósfera (S) es proporcional a l/D2, donde D es la distancia solar. Para distancias solares medias (149,5 X 106 km), S = 1,35 kW/m2. ¿Cuáles son las cantidades para una distancia máxima (152 X 106 km) y mínima (147 X 106 km)? Calcular la radiación solar recibida a mediodía en la superficie (despreciando los efectos atmosféricos) a las latitudes de 0°, 231°, 45°, 66|° y 90° N para las siguientes fechas: 22 de diciembre, 20 de marzo y 21 de junio, y representar los resultados. Los ángulos de elevación-solar a mediodía son

3 4 5

22 de diciembre 66½° 43° 21½° 0° —

20 de marzo 90° 66½° 45° 23½° 0°

21 de junio 66½° 90° 68½° 47° 23½°

¿Cómo difiere la radiación terrestre de la solar? Explique la base física de esta diferencia. Determinar la radiación emitida de cuerpos negros con temperaturas de 6000°K y 300°K respectivamente. La constante de Stefan-Boltzmann es σ = 5,67 X 10-5 W/m2.K4. ¿Cuál es el papel de (a) el ozono, (b) el dióxido de carbono, (c) las partículas de polvo, y (d) el vapor de agua en el balance de radiación de la tierra?

6

Explique la importancia de la cubierta de nubes como factor determinante de las condiciones climáticas en la superficie de la tierra. (Nótense el orden típico del albedo de las nubes, la cantidad de nubosidad y los albedos superficiales.) 7 ¿Qué sección del espectro electromagnético sería la adecuada para determinar Jo siguiente desde un satélite? (a) (b) (c) (d) 8

Temperatura superficial y de la parte superior de las nubes. Cubierta de nubosidad nocturna. Albedo planetario. Temperaturas estratosféricas. (Remitirse a fig. 1.6.) ¿Cuál es la base para la división de la estructura vertical de la atmósfera? Explique las zonas de aumento de temperatura en la atmósfera superior.

Capítulo 2 1

¿Por qué el enfriamiento causa eventualmente que una masa de aire alcance su punto de saturación? Describa los procesos de enfriamiento que pueden resultar en la formación de nubes. 2 La evaporación diaria media sobre el globo es de unos 2,5 mm. ¿Qué porcentaje de la insolación absorbida en la superficie representa esto? 3 Aire a 0°C con una humedad relativa del 50 % es enfriado a presión constante. ¿A qué temperatura aproximadamente alcanzará su punto de rocío? (Use la fig. 1.5.) 4 Sí la temperatura de una partícula de aire a 1000 mb es de 20°C, ¿cuál es su temperatura a 700 mb siguiendo (a) un ascenso insatu-rado, y (b) un ascenso saturado? (Use la fig. 2.10.) 5 ¿En cuánto se calienta una partícula de aire si asciende, saturada, del nivel de 1000 mb a 10°C a 800 mb y desciende insaturada a 1000 mb? 6 Discuta las condiciones que hacen posible el «sembrado de nubes». 7 Explique los diferentes tipos de configuraciones de nubes visibles en las fotografías tomadas por satélites. ¿Qué relación tienen los distintos tipos con los sistemas meteorológicos? 8 ¿Qué métodos usaría usted para describir la variación de área de la magnitud y frecuencia de los chubascos? 9 ¿Cómo se forman las nieblas y en qué regiones geográficas son comunes? 10 Discuta la definición de sequía. ¿Qué regiones del globo son más susceptibles de padecer sequías? 11 Determine el régimen anual de humedad para una estación en su área por los métodos de Penman y Thornthwaite (véanse las referencias del cap. 2: Pearl et al, 1954, y Ap. 1: Thornthwaite y Mather, 1957).

Capítulo 3 1

Determinar el balance de fuerzas para el flujo del viento de gradiente ciclónico y anticiclónico en el hemisferio sur. Compárese este caso con el de los vientos geostróficos. 2 Calcular la velocidad del viento geostrófico (m/s) a las latitudes de 20 y 43° N para un gradiente de presión de 1,5 mb/100 km. Asumir que la velocidad del aire es p = 1,2 kg/m2. (Nótese que 1 mb = 100 kg/m s.) 3 Usando las figuras 1.20 y 3.23, trazar un gráfico para los 40° N de la desviación de la temperatura latitudinal y el signo de la componente del viento MSL meridional en enero. (Tómense los vientos del SE-SO como positivos, y los del NO-NE como negativos; los vientos del O o del E = cero.) Nótese la correlación entre el signo de la irregularidad de la temperatura y la componente meridional del viento. 4 Explicar la localización de los principales centros de altas y bajas presiones en la figura 3.23. 5 Usando las figuras 1.20 y 3.23, determinar la dirección de la componente térmica del viento en julio sobre (a) 35° N, 20° O, (b) 30° N, 100° O. 6 Explicar la localización de las principales zonas desérticas del mundo. 7 ¿Bajo qué circunstancias pueden las influencias climáticas ser más importantes que los controles a gran escala? 8 Perfilar las características de las corrientes en chorro en la capa superior de la troposfera. ¿Cuáles son sus relaciones con el tiempo y clima superficiales? 9 Describir el papel de los trópicos en la circulación general de la atmósfera. 10 ¿Qué es el índice zonal y cómo se relaciona con las características de la circulación en las latitudes medias?

Capítulo 4 1 ¿Cuáles son los tres factores primarios en la determinación del tiempo, de las masas de aire?

2

3

4 5 6 7 8

Determinar las regiones de origen cuyas masas de aire es probable que afecten su área de residencia en verano e invierno. Señalar las condiciones meteorológicas que es probable que estén asociadas con ellas siguiendo las modificaciones de las masas de aire en ruta. ¿Cuáles son las condiciones meteorológicas que se asocian típicamente con una masa de aire tropical a mediodía que se mueve hacia el norte (a) sobre el mar y (b) sobre la tierra? Explicar la relación entre las zonas frontales y las corrientes en chorro de la troposfera superior. (Considerar una sección vertical y una visión plana de un ciclón frontal.) Explicar cómo un sistema de bajas presiones puede intensificarse o contenerse. Comparar las figuras 4.16 y 3.18 A y comentar los hechos indicados. Describir los tipos de sistemas de bajas presiones no frontales y explicar su acaecimiento. ¿Cuáles son las bases de los métodos de las previsiones meteorológicas a corto y a largo plazo?

Islas Británicas: «Daily Weather Report», Meteorological Office, Bracknell. Norteamérica: «Daily Weather Map» (Seríes semanales), Envi-ronmental Data Service, Washington DC. «Daily Weather Map», Atmospheric Environment Service, Winnipeg, Canadá.

Capítulo 6 1 2 3 4 5 6

Capítulo 5 7 2

3 4 5 6

7

Examinar las figuras 1.20, 3.23 y 3.36 en relación con las temperaturas invernales y veraniegas en el noroeste de Europa, el este de Siberia y el nordeste del Canadá. ¿Qué factores principales operan en cada región? ¿Qué se entiende por «continentalidad» y qué factores la determinan? Hacer una lista de las principales influencias de la orografía a gran escala sobre el clima en Norteamérica occidental. Discutir las circunstancias que dan lugar a las largas tandas de un tipo en particular de tiempo sobre Europa. Usando los mapas meteorológicos diarios y las tasas diarias de precipitación de su localidad, determine la proporción de la precipitación que se da durante las estaciones invernal y veraniega, con situaciones frontales y no frontales y diferentes masas de aire. Seleccionar casos de un flujo zonal fuerte y de bloqueo para Escandinavia o Alaska de los mapas diarios del tiempo y analizar las configuraciones de temperatura y precipitación que resultan. Si se dispone de cartas del aire superior, comparar también las distribuciones de la corriente en chorro.

Nota: Los mapas diarios del tiempo pueden conseguirse de: Europa-Atlántico Norte: «Weather Log», mensual, publicado como suplemento de Weather, Royal Meteorological Society, Brack-nell.

¿Cuáles son las principales diferencias entre los sistemas meteorológicos en los trópicos y en las latitudes medias? ¿Por qué los huracanes no se presentan en el Atlántico Sur y en el Pacífico Sudoriental? ¿Qué son los vientos del este ecuatoriales y cuál es su significado climatológico? ¿Qué efectos tiene la inversión de los vientos alisios sobre el tiempo y el clima tropicales? Examinar el papel de los sistemas sinópticos en la configuración del carácter del régimen monzónico en el Asia meridional. ¿En qué aspectos el régimen monzónico del África occidental es similar al del Asia meridional? ¿Cuáles son las influencias climáticas más importantes locales en las regiones tropicales?

Capítulo 7 2

¿Cuáles son los principales factores determinantes de las islas de calor urbanas? ¿Qué factor se considera que es el más importante en las ciudades de las latitudes medias en (a) invierno y (b) verano? 3 ¿Qué efectos tienen las diferencias en cuanto al tipo de superficie (área urbana, bosque, lago, etc.) sobre los parámetros climáticos? 4 Enumerar las consideraciones meteorológicas que podrían mitigar algunos de los hechos no deseados del clima urbano si se tomaran en cuenta en la planificación de la ciudad. 5 Discutir la consideración de que una ciudad tiene muchos climas a pequeña escala. 5 ¿Cuáles son los principales efectos microclimáticos de (a) los cinturones de protección y (b) el aclarado de los bosques? 6 Temas para investigaciones topoclimáticas en grupo: Características espaciales y temporales de la presencia de nieblas; mediciones climáticas (velocidad del viento, temperatura, intensidad de la luz, etc.) dentro y fuera de una área forestal; comparación de la duración de la luz solar y del curso diario de las temperaturas en las laderas norte y sur.

Soluciones de los problemas 7

Analice la frecuencia mensual de los vientos suaves (menos de 2 m/s) en su área. Use mediciones horarias si es posible. Compile datos comparativos sobre la frecuencia de nieblas y la calidad del aire. (Una fuente de datos sobre la calidad del aire es el Journal of the Air Pollu-tion Control Association.)

Capítulo 1 1.

2. 0o 23½° 45° 66½° 90° N

Capítulo 8 1

2 3

4

Indicar las distribuciones de frecuencia de los totales de precipitación anual usando datos de una estación de su localidad y un régimen climático que contraste. (Use como mínimo los datos de 30 años y no más de ocho clases.) Compare con la figura 8.1. Determinar los promedios apropiados y medidas de la variabilidad. • Para los datos de las temperaturas de series de 30 años correspondientes (tales como la temperatura diaria media para enero y julio), determinar las medias aritméticas y las desviaciones estándar. Enumerar los diversos factores terrestres y extraterrestres que pueden estar implicados en el cambio climático a escala global, y considerar las escalas cronológicas a las cuales es posible que cada uno de ellos sea significativo. Discutir los procesos que están implicados en sus efectos climáticos. Usando datos de temperatura y precipitación a largo plazo, comparar las tendencias desde finales del siglo xix en Jas latitudes altas, medias y bajas. Representar los valores por años individuales y por medias móviles de 10 años.

Nota: Pueden conseguirse las tablas de datos climáticos en: World Weather Records. Smithsonian Mise. Coll., 79 (1927), 90 (1944), 105 (1947). Washington DC. World Weather Records. 1957, 1965-8. Weather Bureau, US Dept. of Commerce. Tables of Temperature, Relative Humidity and Precipitation for the World. 1858. Meteorological Office, HMSO, Londres. Los datos globales se encuentran en: Catalogue of Meteorological Data for Research. 1965. WMO No. 174, TP. 86. World Meteorological Organization, Ginebra. Los sumarios de la información climática global se publican en la revista trimestral Climate Monitor, Climatic Research Unit, University of East Anglia, Norwich Inglaterra

1,40 y 1,31 KWm-2

4.

22 de diciembre 1,24 0,92

20 de marzo 1,35 1,24

21 de junio 1,24 cal cm-2min-1 1,35

0,37 0

0,94 0,52

1,26 0,99

0

0

0,52

73 X 103 KW m-2; 459,3 KW m-2.

Capítulo 2

Capítulo 3

2. 3. 4. 5.

2.

20,6 %. 0°C. (a) -8,5°C, (b) 6°C. 8°C.

(a) 25 m s-1 (b) 12,5 m s-1 5. (a) Del oeste. (b) Del sur.

Índice geográfico Aar, 270 Abilene, Texas, 291 Aden, 409, 410 Adriático, 154, 302 África, 134, 174, 184, 209, 298, 388 meridional, 346, 357 occidental, 333, 420, 421 oriental, 129, 189, 333, 349 septentrional, 182, 201, 203, 209 sudoccidental, 356-358 Agar, meseta, 359 Agung, Bali, 388 Aklavik, Canadá, 284 Alaska, 186, 274, 277, 279, 294, 296, 419 golfo, 274, 277 Alberta, 274, 277 Alemania, 73, 247, 263, 378, 380, 382 Aleutianas, 171, 274 Alpes, 52, 128, 153, 233, 299 bávaros, 129 de Nueva Zelanda, 153 América central, 128 del norte, véase Norteamérica del sur, véase Sudamérica Anchorage, Alaska, 294 Andes, 163, 357, 358 Ángeles, Los, 387, 392 Antártida, 163, 177, 207 Antillas, 254 Apalaches, montes, 294, 387 Arabia, 349, 350 sur, 346 Arábigo, mar, 331, 343349 Argelia, 359 Argentina, 204

Arizona, 73, 234, 278, 380, 385 Ártico, 171, 192, 416 Canadiense, archipiélago, 171 Asia, 58, 87, 172, 174, 207, 272 central, 129, 153 meridional, 182, 346, 352 occidental, 284 oriental, 311, 352 septentrional, 208 sudeste, 307 Assam, 341 Atlantic City, New Jersey, 47 Atlántico, 160, 174, 177, 223, 254, 268, 274, 290, 301, 306, 316, 326, 357, 425 norte, 50, 134, 135, 182, 184, 191, 220, 223, 224, 246, 253, 279, 333, 419, 423 occidental, 83, 207 oriental, 299 tropical, 317 sur, 133, 326 tropical, 321, 331, 346 Atlas, cordillera, 233, 301 Australia, 110, 171, 360, 361, 421 septentrional, 189 sudoriental, 420 Austria, 376 Azores, 254 Bahía, Brasil, 357 Balcanes, 301, 302 Bangladesh, 337, 341 Barents, mar, 269 Barlovento, islas, 322

Basilea, 400 Bengala, 341 golfo, 327, 341, 349, 352, 356 Beni Abbes, Argelia, 360 Bennetts Bridge, Nueva York, 286 Bergen, 256, 257 Berkeley, California, 292, 293 Berlín, 256, 257, 400 Bermudas, 306 Bikaner, India, 348 Birmania, 337, 341, 349 Blue Hill, Massachusetts, 293 Boston-Washington, megalópolis, 397 Botnia, golfo, 269 Boulder, Colorado, 154 Brasil, 133, 174, 377, 382 Cadena Costera, Columbia Británica, 279, 281 Cairngorm, montes, Escocia, 271 Calcuta, 340 Calgary, Canadá, 288 California, 133, 151, 192, 209, 247, 277, 287, 299, 306, 366 golfo, 278 Canadá, 171, 199, 207, 208, 274, 280, 330, 419 Canarias, 192 Cantón, 341 Caribe, mar, 160, 191, 307, 317, 318, 322, 388 Cascada, cordillera, 280 Caspio, mar, 223 Cáucaso, 153 Ceilán, 341, 349 Cincinnati, 393, 397 Cleveland, Ohio, 123 Coffeyville, Kansas, 113 Colombia, 358 Colombo, Ceilán, 409 Colonia, 400 Colorado, 154, 235, 274, 277, 288 meseta, 286 Springs, 74 Columbia Británica, 280 Missouri, 291 Concordia, Kansas, 47 Songo, 375 Copenhague, 370, 371 Croydon, Londres, 401 Cuenca Ártica, 196, 199, 426 Polar, 171 Chad, 134 Cherrapunji, India, 356 – Chicago-Gary, 395

Chile, 133, 279 China, 92, 125, 209, 326, 333, 337, 338, 340, 341, 344, 350 Chipre, 302, 303 Churchill, Canadá, 284 Davis, estrecho, 221, 284 Davos, Suiza, 424 Dayton, Ohio, 292 Dee, Gales, 271 Denver, 387 Dinamarca, estrecho, 296 Egeo, mar, 302 Egipto, 359 El Callao, Perú, 357 Golea, Argelia, 360 Mirage, California, 368 Ellesmere, isla, 416 Escandinavia, 154, 255, 266, 267 Escandinavos, montes, 221, 269 Escocia, 85, 261, 270-272 norte, 254 España, 302, 304 Estados Unidos, 50, 110, 118, 122, 134, 171, 191, 241, 245, 246, 273, 274, 278, 286-288, 294, 295, 306, 330, 340, 403, 404, 416, 419, 424, 446 costa oriental, 306, 307 interior, 306 sudoeste, 305, 306 Estevan Point, Canadá, 280 Eurasia, 208, 254, 388, 416 Europa, 252, 254, 262, 264, 267, 279, 397, 403, 413, 416 central, 263 oriental, 419 septentrional, 414 Exmoor, Inglaterra, 124 Eyre, Australia, 426 Filipinas, islas, 123, 324 Finlandia, 257, 269 Florida, 254, 287, 306 estrecho, 191 Fort de France, Martinica, 322 Francia, 135, 263, 299, 304 sur, 302 Freetown, Sierra Leona, 419, 420 Gales, 86, 154, 270, 421 Ganges, delta, 341 valle, 348 Genova, golfo, 302

Glacial Ártico, océano, 277 Glacier, Columbia Británica, 280, 281 Golden, Colorado, 281 Grampianos, montes, 154, 271 Gran Bretaña, 85, 133, 155, 235, 236, 242, 245, 247, 261, 264, 267, 270, 271 Cuenca, 120, 274 Grandes Lagos, 156, 208, 240, 274, 284-286 Llanuras, 133, 287, 290, 291 Praderas, 274, 277 Greenwich, Inglaterra, 390, 409, 410 Groenlandia, 221, 233, 419 Guatemala, 129 Halifax, Nueva Escocia, 292, 293 Harz, Alemania, 380 Hawai, islas, 192, 324, 331 Hébridas, 259 Helwan, El Cairo, Egipto, 409, 410 Highlands, 271 Himalaya, 171, 350 Hong-Kong, 124, 125, 340 Hudson, 276 bahía, 208, 284, 291 Hurón, lago, 286 Idaho, 277, 377, 381 Illinois, 242 India, 251, 234, 337, 338, 341, 343, 344, 346-349, 413 Indiana, 242 índico, Océano, 174, 177, 189, 317, 526, 331, 357, 361 Indonesia, 182 Inglaterra, 85, 86, 125, 128, 135, 239, 240, 254, 259, 261, 262, 264, 267, 271, 272. 404, 415, 421 Inn, 270 Innsbruck, 270 Iowa, 278, 291 Irlanda, 254, 271 Islandia, 171, 254 Islas Británicas, 217, 219, 258, 263, 264, 267, 268, 274, 294, 299, 423 Israel, 133 Italia, 269, 270, 302, 304, 383 Jacksonville, Florida, 307 Japón, 154, 279, 330, 337, 341, 343, 350, 419 Joal, Senegal, 156 Jordán, desierto, 123

Kalat, Pakistán, 338, 348 Kaliningrado, 44, 46 Kamchatka, península, 296, 388 Kamloops, Canadá, 279 Kansas, 291 Kara, mar, 426 Keewatin, 296 Kenia, meseta, 356 monte, 356 Kerguelen, isla, 177 Kew, Londres, 258, 259, 260 Khasi Hills, Assam, 356 Kilimanjaro, Kenia, 356 Königsberg, 44, 46 Kortright, Freetown, Sierra Leona, 332, 333 Kuai, Hawai, 355 Labrador, costa, 284 Ungava, 277, 286, 296 Lagos, distrito, 270, 271 Nigeria, 123 Laptev, mar, 426 Leicester, Inglaterra, 387, 389, 400 Leipzig, 388 León, golfo, 302 Lethbridge, Canadá, 288 Letzlinger Heath, Alemania, 382 Levante, costa, 303 Libia, 302 Lima, Perú, 356, 357 Londres, 256, 390, 391, 392, 399, 400, 402, 404 Mackenzie, Canadá, 273 Macquarie, isla, 177 Madagascar, 76, 349 Madras, India, 352 Malaca, estrecho, 354 península, 333, 353 Malaya, 349 Mancha, canal de la, 209 Manchester, 421 Manchuria, 277, 340 Mangalore, India, 349 Maquiling, Filipinas, 385 Mauna Kea, Hawai, 355 Loa, Hawai, 21, 355 Mauritania, 134, 361 Mead, lago, California, 368, 369 Medicine Hat, Alberta, 287, 288 Mediterráneo, 209, 210, 223, 254, 255, 262, 269, 298, 299, 301, 304, 338, 361 occidental, 268, 301 oriental, 303

Melbourne, Australia, 380 México, golfo de, 120, 191, 272, 274, 277, 281, 286, 287, 290, 307 Michigan, 381, 383 Minnesota, 278 Minicoy, India, 349 Misisipí, 91, 291, 292, 307 Missouri, 242 Mongolia, 340 Moscú, 257 Múnich, 403 Nagoya, Japón, 351 Nairobi, 356 Namibia, 357, 358 Nebraska, 291 Negev, desierto, 303 Negro, mar, 154, 301 New Brunswick, Canadá, 289 Hampshire, 152 Nigeria, 133, 375 Noraya Mezyla, 154 Norte, mar, 43, 44 Norteamérica, 58, 120, 128, 160, 168, 199, 208, 214, 224, 234, 249, 253, 276, 277, 279, 282, 289, 290, 292, 293, 306, 311, 374, 403, 414, 416, 420,434 clima, 272 Noruega, 254, 269, 271, 279, 294 mar, 224, 254 Nueva Delhi, 341 Escocia, 293 Inglaterra, 274, 275, 292 Orleans, 409, 410 York, 446 Zelanda, 279 Muevo México, 291 Oahu, Hawai, 322, 355 Ohio, 292 Oimyakon, Unión Soviética, 296 Olímpicos, montes, Washington, 129 Ontario, lago, 286, 292 Oregón, 247, 277, 280 Oriente Medio, 338, 344, 416 Osaka, Japón, 400 Oxford, 421 Pacífico, 129, 135, 160, 171, 172, 174 207, 223, 224, 272, 274, 277, 279, 288, 290, 294, 316, 317, 326, 344, 350, 352, 354, 361 noroccidental, 323, 324 nororiental, 321, 331

norte, 50, 223, 246, 249, 330, 425 occidental, 83, 174, 327, 343 sudoccidental, 353 sudoriental, 326 sur, 327 tropical, 331, 346 Padua, Italia, 409, 410 Países Bajos, 377 Pakistán, 337, 338 Pamir, montañas, 129 Panamá, 377 Peninos, montes, 154, 261, 271 Península Ibérica, 234 Perignan, 302 Perú, 358 Phoenix, Atizona, 409, 446 Pike's Peak, Colorado, 74 Pincker Creek, Alberta, 153 Pirineos, 269, 299 Port Harrison, Canadá, 284, 285, 291 Portland, Maine, 87 Praderas, distrito, Canadá, 291 Praga, 390 Princeton, Columbia Británica, 281 Provincias Marítimas, Canadá, 292, 293 Punjab, India, 133 Quebec, 292 Race, cabo, Terranova, 284 Rapid City, Estados Unidos, 291 Rarotonga, 353 Reunión, 76 Rin, 270 Rocosas, montañas, 128, 133, 152-154, 160, 214, 224, 228, 233, 276, 279, 281, 288, 289, 291-, 292 Ródano, valle, 302, 377 Ross, mar, 160 Rothamsted, Inglaterra, 372 Rotherham, Lancáshire, 261 Rusia, 269, 294, 301 Ruwenzori, Kenia, 356 Sahara, 160, 171, 184, 301, 303, 321, 361, 366, 421 Sahel, Norte de África, 133, 134, 424 San Lorenzo, Estados Unidos, 273, 277 golfo, 274 Luis, 395, 403, 404 Sapporo, Japón, 45 Saskatchewan, Canadá, 288 Scilly, islas, 176 Selkirk, montes, Canadá, 280 Shasha, Nigeria, 385

Sheffield, Inglaterra, 388, 389, 392 Siberia, 25, 73, 171, 199, 224, 234, 254, 281, 294, 296 Sierra de las Cascadas, Washington, 279 Nevada, 110, 129 Skagerrak-Kattegat, 221 Snowdown, monte, 270 South Kensington, Londres, 401 Sprinkling Tarn, Cumberland, 270 Stornoway, Escocia, 50 Sudamérica, 182, 203, 356, 357, 423 Sudán, 372 Sudeste Asiático, 343, 346 Suecia, 135, 257, 269, 270 Suiza, 380 Sumatra, 354 Superior, lago, 286 Svalbard, 416 Swakopmund, África sudoccidental, 357 Tamanrasset, Argelia, 359, 360 Tampa, Florida, 307 Tashkent, Asia central, 153 Tempe, Arizona, 372, 373 Tennessee, 377 Terranova, 209, 284, 289 Texas, 155, 275, 291 Thetford, Inglaterra, 379 Thompson, valle, Canadá, 279 Tibesti, 367 meseta, 359 Tíbet, 338, 340, 341, 343, 346, 349, 350 Tibetana, meseta, 160 228, 337, 352 Tibetano, macizo, 171 Tien Shan, 129 Tientsin, China, 350

Tilbury, Inglaterra, 240 Togo, 73 Tokio, 393, 400 Tonkín, golfo, 92 Tréveris, Alemania Occidental, 52 Tucson, Arizona, 52, 305 Ungava, Canadá, 285 Unión Soviética, 424, 434 Utah, meseta, 286 Valentía, Eire, 256, 257 Vancouver, 280 isla, 279 Vardo, Noruega, 294 Verkhoyansk, Unión Soviética, 296 Victoria, Columbia Británica, 279 Viena, 308, 351 Viti Levu, Fiji, 353 Vizcaya, golfo de, 44, 46 Wake, isla, 323, 324 Washington, D. C, 120, 152, 280, 395, 424 Watertown, Nueva York, 286 Winnipeg, Canadá, 50 Wisconsin, 278 Wisley, Inglaterra, 400 Wokingham, Inglaterra, 236 Wyoming, 358 Yang-Tse, valle, 344 Yellowknife, Canadá, 296

Índice alfabético general abeto rojo, 380 aceleración centrípeta, 142 magnitud, 143 Acta del Aire Limpio, 390, 301 adiabáticas saturadas, 96 secas, 96 advección de calor, 61, 366 horizontal, 72 aerosoles, 15, 18, 386 efecto térmico, 387 afelio, 30 afloramientos costeros, 163 agua, calor específico, 45 capacidad calorífica, 45 déficit mensual, 433 exceso mensual, 433 flujos energéticos, 368, 369 vapor, 16 . aguanieve, 112 aire cálido, 208 del norte, 423 oeste, 423 ecuatorial, 209 en las alturas, configuraciones, 160-163 estabilidad, 98-101 frío, 207 inestabilidad, 98-101 leyes del movimiento horizontal, 137 y sigs. mediterráneo, 210 calentamiento, 301 mezcla vertical, 92, 101, 102 monzónico, 209 movimientos verticales, 94 sobresaturación, 102 albedo, 35, 36

planetario, 55 alisios, 172-174, 176, 180, 189 cinturón, 353 del nordeste, 423 sistema, 313 tiempo, 312 alta fría, 158 altas presiones, 72 altostratos, 215 aluminio, 386 América, clima templado, 279-281 sistemas de presión, 273 anafrentes, 214, 215 cálidos, 215 analogías, métodos, 247 andhis, 341 anomalías sinópticas, 266-269 anticiclón(es) cálido, 158 continental de Siberia, 196 del Canadá septentrional, 196 de bloqueo, 267 la Gran Cuenca, 273 las Azores, 253, 423 frío, 158 invernal de Siberia, 254 polar, 177 subtropicales, 209,- 337 del Atlántico Norte, 205 del Pacífico, 352 del Pacífico Norte, 205 árboles, evaporación, 382 intercepción de lluvia, 382 áreas de precipitación mesoscálicas, 216 arena, albedo, 367 arenisca, conductividad calorífica, 366 aridez, 428 criterios, 430

índice, 293 atmósfera, agua almacenada, 76 barotrópica, 195 capas, 66-72 composición, 15-22 según la estación, 18-20 según la latitud, 18-20 humedad, 85-91 libre, 141 masa, 22-25 presión, 22 de vapor, 24, 25 total, 23, 24 superior, 70-72 temperatura, 16 tierra, balance energético, 57 intercambio energético, 32, 33 turbulencia, 16 variaciones con el tiempo, 20-22 con la altura, 15-18 aurora austral, 71 boreal, 71 Australia, célula, 359 Azores, anticiclón, 133, 171, 302, 303, 361 azufre, dióxido, 386, 392 baja(s), 211 cálida, 158 de Islandia, 423 desprendidas, 235 frías, 234, 235 presiones, 72 térmica, 233, 234 balance calorífico, 65, 66 terrestre, 55-58 de vapor, clasificación climática por 433 y sigs. energético, 363 y sigs. ecuación, 363 bamboleo de la órbita axial, 29 barómetro de mercurio, 23 barotrópico, modelo, 244 barrera topográfica, ascensión, 100, 10 basalto, conductividad calorífica, 366 Berg, índice de continentalidad, 255, 257 Bergeron, proceso, 111, 112, 115 Bergeron-Findeisen, teoría, 108-111 Bermudas, anticiclón, 169 bienestar climático, 446 Bjerknes, modelo de depresión, 242 bloqueo, 268 bora, 154,:302 borrascas, extensión superficial, 120 frecuencia, 122 bosques, balance de humedad, 382

caducifolios, 377 de coníferas, albedos, 374 dipterocarpáceas, 385 eucaliptus, 380 hayas, 375, 376 hoja perenne, 384 países templados, 384 pinos albares, 376 robles, flujos energéticos, 375 efectos sobre los vientos, 376 etructura vertical, 373, 384 extensión de las copas, 374 humedad relativa, 380 intensidad de luz, 376 intercambios de energía, 374 microclima, 373 modificación de la humedad ambiental, 380 del medio ambiente térmico, 384 precipitación, 381 primario, 385 temperatura, 383 templados, 374 Boyle, ley, 22 brisas, 353, 363 lacustres, 156 marinas, 154-156, 558 velocidad, 155 terrestres, 154-156 buran, 340 calmas ecuatoriales, 173, 174 cinturón, 312 calor, fuentes, 398 islas, 397 y sigs. latente, 33, 78 de vaporización, 78 intercambio vertical, 63 sensible, 32 intercambio, 66 intercambio vertical, 64 transporte horizontal, 61-65 calle de nubes, 317 calles, microclima, 395 cambios climáticos a largo plazo, 422 y sigs. campos irrigados, relación energética, 372 Cáncer, trópico, 311 caolinita, 109 Capricornio, trópico, 311 carbón, 386 carbono, dióxido, 425 monóxido, 386 catafrentes, 214 cálidos, 216

célula(s) anticiclónicas subtropicales, 169 de altas presiones de las Azores, 184 altas presiones subtropicales continentales, perturbaciones, 359 y siguientes Hadley, 179 latitudes bajas, 179 Sonora, 171 media de Hadley, 182 subtropical de altas presiones, 159, 312 térmicamente directas, 179 ciclo doble de Hale, 424 fotolítico, 393 interrumpido, 392 hidrológico, 76, 77 ciclogénesis, 226 ciclón(es), 211, 324 y sigs. de Islandia, 253 subtropicales, 331 tropicales, 126, 312 ciclos trófico, movimiento, 143 cinturón conductor, 216, 217 cinturones de radiación de Van Allen, 71 hemisféricos de viento, 61 circulación atmosférica horizontal, 179 vertical, 179 de Hadley, 186 Walker, 182 del hemisferio norte, variaciones, 184-189 cirros, 215 cirrostratos, 215 ciudades de rascacielos, 401 cizalladura, 148 del viento, 163 vertical del viento, 326 clasificación climática según Strahler, 436 y sigs. clima(s), clasificación, 428 y sigs. genética, 435 y sigs. continental húmedo, 438 subártico, 438 de desierto y estepa de las latitudes medias, 438 hielo, 432 la costa oriental de Estados Unidos, 306 latitudes altas, 438, 439 latitudes bajas, 436, 437 latitudes medias, 437, 438 los hielos perpetuos, 429 tundra, 429, 439 del casquete de hielo, 439 desierto y estepas tropicales, 436

interior de Estados Unidos, 306, 307 litoral de los alisios, 436 desértico de la costa occidental, 436 ecuatorial húmedo, 436 . evolución, 408 y sigs. fluctuaciones a corto plazo, 423 fríos de los bosques boreales, 429 locales, 363 lluviosos cálidos y templados, 429 marino de la costa occidental, 437 mediterráneo, 437 montañosos, 439 registro, 413 y sigs. secos, 429 semiárido del sudoeste de Estados Unidos, 305, 306 subártico marítimo, 439 subtropical húmedo, 437 tropicales, 311 y sigs., 432 efectos de la topografía, 355 lluviosos, 429 seco-húmedos, 437 variaciones diurnas, 353-355 climático, cambio, 413 climatología sinóptica, 257 cloruro de litio, 91 coalescencia de la gotita, 110 colisión, teorías, 111, 112 condensación, 76, 91-93, 102 nivel, 97 velocidad, 104 conducción, 32 confluencia, 145 intertropical, 313-316 Conrad, fórmula, 286 índice, 285 conservación de la vorticidad potencial, ecuación, 319 constante solar, 26 continental ártico, aire, 196, 197, 199, 200, 207, 285, 299 continentalidad, 50, 50 contracorrientes ecuatoriales, 189 convección, 32 forzada, 106 térmica, 312 convergencia, 146 intertropical, zona, 314, 315, 320, 331, 350, 357 neta, 244 subtropical oceánica, 202 Coriolis, fuerza, 138, 139, 140, 141, 142, 143, 145, 156, 313, 324 parámetro, 140, 147, 226, 326 corriente(s) de Australia occidental, 192 Benguela, 163, 192 California, 192

Humboldt, 163, 192 Kuro Shivo, 65, 191 Mozambique-Agulhas, 191 del Brasil, 191 Golfo, 65, 191, 207, 254 oeste, 337 Perú, 192 ecuatoriales del norte, 189 del sur, 189 en chorro, 164, 165, 168, 231, 232 chorro del este, 298 chorro del frente polar, 299, 301 chorro del oeste, 166, 167 chorro media de invierno, 340 chorro media subtropical, 167 chorro oriental, 182 chorro polar, 229 chorro subtropical, 166, 298 chorro subtropical del oeste, 301 chorro subtropical media, 196 chorro tropical oriental, 168 oceánicas frías, 356-358 oriental de Australia, 191 cosechas cortas, albedo, 370 dióxido de carbono, 372 flujos energéticos, 371 microclima, 370 vapor de agua, 371 velocidad del viento, 371 crachin, 92 cúmulo individual, 317 cumulonimbos, 125, 219 cúmulos, 107 en forma de torre, 125 cumulus congestus, 125 cúpula de polución, 393, 394 curva de estado, 99 evolución, 99 Charles, ley, 22 chinook, 153, 154, 288 chopos negros, 377 chorro de Ferrel, 68 del frente polar, 166 oeste, 331 datos climatológicos, 411 coeficiente de variación, 411 desviación media, 411, 412 desviación típica, 411 distribución de frecuencias, -410 histogramas, 410 media aritmética, 409, 410 media móvil, 413 mediana, 410 moda, 410

tendencias, 413 valores medios, 408 y sigs. variabilidad, 410 depresión(es) de aire polar, 234 sotavento, 233 del hemisferio norte, 225 monzón, 331 tipo Genova, 301 desarrollo, 212 formación, 226 monzónicas, 348 no frontales, 233 y sigs. ocluida, desarrollo, 229 secundaria, 221 térmica, 341 trayectorias, 274 tropicales, 331 deriva del Atlántico, 254 Atlántico Norte, 192 Pacífico Norte, 192 viento del oeste, 191 descarga puntual, 118 desertificación, 134 desierto, 305 intercambio energético, 367 día, duración, 30-32 difluencia, 145 dióxido de carbono, 19, 20, 21 divergencia, 145-147 neta, 244 ecuación hidrostática, 24 ecuador, energía recibida, 59 térmico, 39, 41, 42, 132, 315 Edad de Hielo, 416 efecto centrífugo, 142 Ekmann, 189, 192 invernadero, 53 eficacia de la precipitación, índice, 432 térmica, índice, 432 emisión solar, 26-28, 422 máxima, 28 energía atmosférica total, 54 calorífica, 58 cinética, 58 geopotencial, 58 interna, 58 latente, 58 superficial, flujo, 365 transformación, 137 enfriamiento por contacto, 92 rural, tasa, 399 equilibrio hidrostático, 137 escarcha, 102 espiral de Ekman, 145 estación, modelo, 448, 449 estaciones de energía eléctrica, polu-

ción, 392 naturales, 262 y sigs. en Gran Bretaña, 264, 265 estadísticos, métodos, 245-247 estomas foliares, 79, 380 estrato isotermo, 67 estratocúmulos, 106, 216 estratopausa, densidad del aire, 69 estratos, 106 estratosfera, 69 etesios del Egeo, 303 Europa, continentalidad, 254-257 masas de aire marítimo, 255 Oceanidad, 254-257 evaporación, 76 y sigs. distribución global, 83 media, 81 pérdidas de calor por, 65 potencial, 293 según la latitud, 84 velocidad, 78 evapotranspiración, 77, 372 potencial, 433 anual, 85 valoración, 79 evapotranspirómetro, 79 excentricidad, 29 exosfera, 70-72 expansión adiabática, 92 extratropicales, zonas, 311 fábricas, polución, 392 Fagus sylvatica, 375, 376 fase de oclusión, 219, 220 flujo lejano, 365 tipos, 257, 258 Föhn, 153 fotografía infrarroja, 50 fotosíntesis, 20 frente(s), 155, 195, 211 Atlántico, 254 ártico, 221 del Canadá, 223 cálido, 213, 214, 216, 221 características, 214 y sigs. familias, 220, 221 frío, 213, 218 anabático, 219 catabático, 219 clásico, 218 intertropical, 226, 298, 313, 314, 347 mediterráneo, 223, 298 polar, 221 del Atlántico, 223 del Pacífico, 223, 350, 352 zonas de formación, 221 y sigs. frialdad del viento, 446

frontogénesis, 210-214 frontolisis, 220 fuegos domésticos, 392 fuerzas de rozamiento, 144, 145 fumigación, 395 gases, 386, 390 leyes, 22, 27 glaciaciones, 414 Gorezynski, índice de continentalidad, 255, 256 gotas de aire frío, 234, 267 lluvia, crecimiento, 104, 107 lluvia, diámetro, 103 lluvia, formación, 111 gradiente adiabático de temperatura, del aire saturado, 94 del aire seco, 94 dinámico, 94 ambiental, 94 de presión, 141 presión, fuerza, 138 estático, 94 meridiano, 61 de temperatura, 186 norte-sur, 61 Gran Bretaña, circulación atmosférica, 257 estaciones naturales, 264, 265 Depresión, 171 granizo, 236, 237 blando, 112 crecimiento húmedo, 115 seco, 115 duro, 113 verdadero, 113 Groenlandia, colonización, 416 Haney, Columbia Británica, 379 harmattan, 201 hidrocarburos, 386 Hidrotermogramas, 256, 257 hielo, astillas, 109 escisión de los cristales, 116 retroceso, 419 hierba, tasas de dispersión, 370 hietogramas, 120 higrógrafo, 91 higrómetro de punto de rocío, 91 Hokkaido, Japón, 379 humedad absoluta, 85 atmosférica, 76 y sigs. ecuación del balance, 79 específica, 87 índice, 293, 294, 295, 433 relativa, 90, 103

retenida, 79 transporte, 91 humo, 388, 389, 391 huracán (es), 324 y sigs. control, 111 del Caribe, 307 estación, 321 estructura, 328 núcleo, 329 ojo, 329 temporada, 324, 327 tropical, 324 velocidad, 330 zona de formación, 326 inclinación axial, 29 India, precipitación mensual media, 339 índice zonal, 185 inestabilidad baroclínica, 186 condicional, 100 convectiva, 100, 101, 216 dinámica, 143 potencial, 101 ingeniería geográfica, 426 insolación, 26-32 efecto de la elevación, 51-53 de la latitud, 53 de la tierra, 39 y sigs. de la topografía, 51-53 del mar, 39 y Sigs. y atmósfera, 33 y sigs. latitud, 36-39 nubosidad, 34 y sigs. interglaciales, períodos, 414 inversión del Ártico, 74 ionización, 71 ionosfera, 71 isentropas, 96 isóbaras, 96 isohipsas medias, 161, 162 de 700 mb, 187, 188 isostéricas, superficies, 195 isotacas, 145, 146 isotermas, 96 khamsin, 303 Köppen, clasificación climática, 429, 431 Labrador, corriente, 284 Langmuir, teoría de la colisión, 111 leveche, 303 leyes de los gases, 22 líneas de corriente, curvatura, 148 corriente medias. 315

turbonada, 113, 115, 214, 235, 239, 333 equisaturadas, 96 lisímetro, 82 lluvia(s), 112 bai-u, 343 fabricación, 110 franjas mesoscálicas, 127 intensidad, 120 intervalo de recurrencia, 122 mai-yu, 344 monzónicas, interrupciones, 350 período de retorno, 122 tropicales, distribución anual, 335 magnetohidrodinámica, 72 magnetosfera, 71, 72 manantiales de masas de aire, 195 y sigs. mancha solar de Hale, 424 manchas solares, 71, 422 mapas meteorológicos, 242 sinópticos, 183, 242 del tiempo, 448 y sigs. mar, absorción de energía, 43 niveles, 414 marítimo ártico, aire, 201, 234, 259, 274, 299 polar, aire, 207, 234, 258, 259, 274, 301 tropical, aire, 204, 207, 210, 261, 274, 291, 350, 361 masa(s) de aire, 194 aire baroclínica, 205 aire barotrópica, 205 aire cálido, 200-205 aire, cambios dinámicos, 206 aire, cambios mecánicos, 206 aire, cambios termodinámicos, 205, 206 aire, clasificación, 195 aire, edad, 210 aire en invierno, 197, 198 aire en verano, 201, 202 aire frío, 196-200 aire, mezcla, 92, 93, 210 aire, modificaciones, 205 y sigs. aire secundarias, 207 Mediterráneo, clima, 297 y sigs. mesopausa, 70 mesoscálicos, fenómenos, 235 y sigs. sistemas, 333 mesosfera, 70 micrometeorología, 363 microscálicos, sistemas, 363 y sigs.

mistral, 302 modelo de tres células, 180 momento cinético terrestre, 178 Montañas Rocosas, 110 térmicas, 426 montes con arbustos, albedos, 374 monzón, 331 de Asia, 333 comienzos de verano, 342-345 invierno, 337-340 la India, 174 otoño, 352 primavera, 340-342 verano, 343, 346 y sigs. del sudeste, 352 movimiento atmosférico, 137 y sigs. vertical, 147 neblinas, 357 niebla(s), 106, 107, 391 de advección, 379 vapor, 92 disipación, 92 nieve, 112 copo, 109 nimbostratos, 219 Niño, el, 357 Jesús, el, 357 nitrógeno, óxidos, 386, 387 nivel de condensación convectiva, 98 condensación de mezcla, 101 medio de no divergencia, 147 noroestes, 341 Norteamérica, ola de frío, 286 nubes, agrupación, 317 cálidas, 110 células poligonales cerradas, 107 cirriformes, 105 configuración, 107 alveolar, 107 celular, 107 celular abierta, 107 celular actiniforme, 107 celular radiante, 107 cumuliformes, 106 de onda, 107 estratiformes, 105, 107 formación, 101 y sigs. lenticulares, 107 luminosas, 70 mecanismos de formación, 106 siembra, 110 sobresaturación, 104 tipos, 105-107 tormentosa, carga electrostática, 116velocidad de condensación, 108 núcleos de condensación, 102-105

condensación, crecimiento, 103 condensación, tamaño, 102 congelación, 109 gigantes, 102 higroscópicos, 102 océano, balance de energía, 65 oclusión(es), 214, 219 cálidas, 219 frías, 219 ondas de montaña, 151 Rossby, 160, 168, 226 sotavento, 152, 154 estacionarias, 151 frontales, 211 depresión, 211-214 largas, 160, 226 orientales del Caribe, 318, 319 planetarias, 317 principales de Rossby, 228 zonas de formación, 221 y sigs. órbita terrestre, 422 Oya Sivo, corriente, 284 ozono, 16, 20, 33, 69, 368, 387 formación, 17, 18 penacho de polución, 393, 394, 395 Penman, fórmula, 86 Pequeña Edad de Hielo, 416, 424 perihelio, 29, 422 Período Glacial, 59 permafrost, 296 perturbación, líneas, 333 perturbaciones de onda, 318 y sigs. tropicales, 317 y sigs. Picea abies, 380 Pinus montícola, 381 ponderosa, 377, 385 sylvestris, 376, 380 plantas, época de crecimiento, 272 plomo, 386 pluviómetro, 381 pluviosidad en las montañas, 129 polar continental, aire, 196, 197, 199 200, 208, 219, 261, 268, 285, 288 350 polos, energía recibida, 59 polución, ciclos anuales, 387 diarios, 387 distribución, 393 y sigs. orígenes, 386 polvo atmosférico, 388 meteórico, 109 volcánico, 109 Populus nigra, 377 postglaciales, condiciones, 416

potencial de rotura, 118 precipitación (es), 76 anual media;, 119 media, anomalías, 420 media según la altura, 128 cantidades extremas, 121 características, 119 y sigs. de tipo ciclónico, 126 de tipo convectivo, 125 definición, 119 distribución, 124 mundial, 132, 133 efectiva, 428 efectos orográficos, 127 en la zona mediterránea, 304 formación, 107 y sigs. máximo con la altura, 127 monzónica, 346 orográfica, 126, 129, 270 perfil meridiano, 132 según la latitud, 84 tendencias interanuales, 119 tipos, 112, 119 y sigs., 125-127 total media, 131 tropicales, 128 variabilidad anual, 119 presión de vapor saturante, 25, 77, 108 distribución vertical, 66 en Europa, 253 la superficie, 168-172 media en superficie, 170 variación con la altura, 156 y sigs. procesos de intercambio no adiabáticos, 94 diabáticos, 94 proporción de mezcla, 87 psicrómetro aspirado, 90 punto característico, 98 de escarcha, 92 radiación, 32 balance neto, 60 en una superficie inclinada, 53 neta anual, distribución global, 62 . variaciones, 56 reducción, 388 solar, variaciones, 56 terrestre infrarroja, 53 transferencia, 55 rayo, 118 rayos X, 71 realimentación de la circulación, 186 reflexión, coeficiente, 35 regiones subpolares, 294-297

subtropicales, 297 y sigs. relámpagos, 117, 118 remolinos. 363 robles forteto, 384 rocío, 102 rotación terrestre, velocidad, 178 rotor, 151, 152 sabanas semiáridas, albedos, 374 Sahara, célula, 359 depresiones, 301 satélites americanos, 107 secuoyas, 374 sedimentos, 413 selvas tropicales, 374 estratificación, 385 sequedad, índice radiacional, 434 sequía, 133-135 causas, 133 Sequoia sempervirens, 374 Shata, bosque experimental, 377 Shurin, estación, 351, 352 lluvia, 352 sílice, 386 singularidades, 262 y sigs. catálogo de Flohn y Hess, 263 de Lamb, 263 sinópticos, métodos, 242, 243. símbolos, 449 siroco, 303 sistemas de presión del este, 257 presión del noroeste, 257 presión del norte, 257 presión del oeste, 257 presión del sur, 257 presión, variación, 158-160 smog, 392 sobrepastoreo, 134 sol, altura, 30 como cuerpo negro, 26 distancia, 28-30 sombra de lluvia, 154 Sorgum vulgare siuianensis, 373 Stefan, ecuación,53 ley, 26 Stevenson, pantalla, 90 Strahler, clasificación climática, 436 y sigs. regiones climáticas, 441-444 sublimación, 109; subpolares, regiones, 294-297, subsidencia, 101 subsinópticos, sistemas, 331' subtropicales, regiones, 297 y sigs. sulfatos, 21 sumatras, 333 superficie del océano, circulación, 189- 192 superficies con vegetación, 370 y sigs. naturales sin vegetación, 366-369 urbanas, 386 y sigs. almacenamiento de .calor, 395

balance energético, 396 composición atmosférica, 386 y sigs., 396 densidad, 396 evapotranspiración, 395 flujo de aire, 401 humedad, 402 microclima, 386 modificación del balance calorífico, 395 precipitación, 402 producción humana de calor, 397 temperaturas, 396 temperaturas mínimas, 399, 400 tectónica de placas, 422 techo del tiempo, 67 tefigrama, 95, 97-99, 101 Tellerman, bosque experimental, 375 temperatura(s) acumuladas, 432 anuales medias, 47 cambios adiabáticos, 93 . del aire, 4.15 . aire, variaciones, 56 punto de rocío, 90 desviaciones, 259 distribución vertical, 66 gradientes meridianos, 67 topográficos, 74 verticales, 72 inversión, 67 máxima del aire, 57 máximas, 37, 40 medias, 41 mínima del aire, 57 mundial, anomalías, 49 potencial, 98 reducciones, 419 tendencias, 417, 418 variaciones anuales, 45, 57 con la altura, 72-75 diurnas, 45, 57 reales, 45 termómetro húmedo, 90 termosfera, 70, 71 Thornthwaite, método, 293 tiempo, predicciones, 242 y sigs. a cortó plazo, 242-245 a largo plazo, 245-249 numéricas, 244, 245 tipos, 247, 257 tifón, 324; topografía, 160: influencia sobre el clima, 269 tormentas, ,113 y sigs., 363 ciclos, 114, 115 electrificación, 115 fase de descarga, 117

madurez, 115 mecanismo de inducción, 115 mesoscálicas, sistemas, 237 transferencia de cargas no inductiva, 115, 117 tornados, 237, 240, 363 . mecanismo, 241 transpiración, 78 trifrontal, modelo, 275 tropical, aire, 201 continental, aire, 201, 203, 204, 209, 261, 262, 301, 360 marítimo, aire, 201 trópicos, variaciones climáticas, 352 y sigs. tropopausa, 67, 69 troposfera, 67-69 media, 160 trowal, 220, 296 trueno, 118 turbonada, líneas, 333 turbulencia, 67 vaguada ecuatorial, 171, 172, 174, 313 315, 324, 326, 327, 337, 3 4 1 , 343, 346, 34S, 349, 352 vapor de agua, 20 agua, balance, 433 agua, contenido promedio, 89 agua, distribución global, 87 agua, transporte meridiano, 84 agua, variación vertical, 87 vector viento teórico, 163 vegetación, crecimiento, 428 vegetal, superficie, 365 velocidad del viento, variación con la altura, 156 y sigs. ventanas atmosféricas, 27, 53, 55 de radiación, 34 Venturi, efecto, 152, 155 verano indio, 278 viento(s) alisios, 172-174 anabáticos, 150, 353 antivalle, 150 catabáticos, 151, 353 cinturones de protección, 378 globales, 172 y sigs. circulación general, 177 y sigs. de caída, 154 Ferrel, 174,177 montaña, 150, 151 montañas y valles, 363 origen topográfico, 151-154 valle, 150, 151 del este, 180 gradiente, 142, 143 hemisferio sur, 423 oeste, 172, 174,177, 179, 181, 185

1 8 8 , 226, 253, 254,423 oeste circumpolares, 423 oeste de Ferrel, 68 . oeste, perturbaciones, 341 sudoeste, 176 ecuatoriales del oeste, 174, 175 en Europa, 253 geostrófico, 141-143, 163 velocidad, 141 zonal medio, 336 huracanados, 326 locales, 148 y sigs.

monzónicos del sudoeste, 355 polares del este, 177 régimen bianual, 69 resultantes, 205 solar, 71 subgeostrófico, 143, 144 superficial, 145 supergeostrófico, 143, 144 superiores, 163-168 térmico, 163, 164 zonales del oeste, 185 medios, 68

volcanes, erupciones, 388 vorticidad, 147, 148 absoluta, 148, 227 anticiclónica, 149 ciclónica, 149 definición, 148 dirección, 148 magnitud, 148 relativa, 148, 189 sentido de giro, 148 vertical, 227 relativa, 147

yoduro de plata, 118 zona(s) atlántica, 223 de convergencia intertropical, 172, 209, 226, 316, 361 frontal baroclínica, 194 marítima ártica, 275 polar del Atlántico, 228 polar del Pacífico, 228 frontales del hemisferio norte, 222 del hemisferio sur, 224