Atmósfera Tiempo y Clima Barry_Chorley

Atmósfera, tiempo y clima

Roger G.Barry -Richard J.Chorley

4

edición

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

Prefacio a la segunda edición 9

Prefacio a la tercera edición 11

Prefacio a la cuarta edición 12

Introducción 13

1 Composición y energía atmosférica 15

A Composición de la atmósfera 15

1 La atmósfera en general 15

2 Variaciones con la altura 15

3 Variaciones con la latitud y la estación 18

4 Variaciones con el tiempo 20

B Masa de la atmósfera 22

1 Presión total 23

2 Presión de vapor 24

C Insolación 26

2 Distancia del sol 28

3 Altura del sol 30

4 Duración del día 30

D Insolación recibida en la superficie; sus efectos 32 1 Intercambio de energía en el sistema tierra-atmósfera • 32

2 Efecto de la atmósfera 33

3 Efecto de la nubosidad 34

4 Efecto de la latitud 36

5 Efecto de la tierra y el mar 39

6 Efecto de la elevación y la topografía 51

E Radiación infrarroja de la tierra 53

F Balance del calor de la tierra 55

G Energía atmosférica y transporte horizontal de calor 58

1 Transporte horizontal de calor 61

2 Distribución de los componentes del balance de calor en el espacio

65

H Las capas atmosféricas 66

1 Troposfera 67 2 Estratosfera 69 3 La atmósfera superior 70 a Mesosfera 70 b Termosfera 70 c Exosfera y magnetosfera 71

I Variación de la temperatura con la altura 72

Resumen 75 2 Humedad atmosférica 76 A Evaporación 77 B Humedad 85 1 Contenido de humedad 85 2 Transporte de humedad 91 C Condensación 91

D Cambios adiabáticos de temperatura 93

E Estabilidad e inestabilidad del aire 98

F Formación de nubes 101 1. Núcleos de condensación 102 2 Tipos de nubes 105 G Formación de la precipitación 107 1 Teoría de Bergeron-Findeisen 108 2 Teorías de la colisión 111

3 Otros tipos de precipitación 112

H Tormentas 113

■

1 Tipos y características de las precipitaciones 119

1 Características de la precipitación 119

a Intensidad de la lluvia 120

b Extensión superficial de una borrasca 120

c Frecuencia de las borrascas 122

2 Tipos de precipitación 125

a Precipitación de tipo convectivo 125

b Precipitación de tipo ciclónico 126

c Precipitación orográfica 126

3 Variaciones regionales en el máximo de precipitación con la altura

127

4 Distribución mundial de la precipitación 132

5 Sequía 133

Resumen 135

3 El movimiento atmosférico i 137

A Leyes del movimiento horizontal 137

1 La fuerza del gradiente de presión 138

2 Fuerza desviadora de la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis) 138

3 Viento geostrófico 141

4 Aceleración centrípeta 142

5 Fuerzas de rozamiento 144

B Divergencia, movimiento vertical y vorticidad 145

1 Divergencia 145

2 Movimiento vertical 147

C Vientos locales 148

1 Vientos de montaña y de valle 150

2 Vientos originados por barreras topográficas 151

3 Brisas terrestres y marinas 154

D Variación de la presión y de la velocidad del viento con la altura 156

1 Variación vertical de los sistemas de presión 158

2 Configuraciones medias del aire en las alturas 160

3 Vientos superiores 163

4 Presión en la superficie 168

E Los cinturones globales de viento 172

1 Los vientos alisios 172

2 Los vientos ecuatoriales del oeste 174

3 Los vientos del oeste (o de Ferrel) de las latitudes medias 174

4 Los vientos polares del este 177

F La circulación general 177

1 Circulación en los planos horizontal y vertical 179

2 Variaciones en la circulación del hemisferio norte 184

3 La circulación de la superficie del océano 189

Resumen 192

4 Masas de aire, frentes y depresiones 194

A Naturaleza de los manantiales de masas de aire 195

1 Masas de aire frío 196

2 Masas de aire cálido 200

B Modificación de las masas de aire 205

1 Mecanismos causantes de las modificaciones 205

a Cambios termodinámicos 205

b Cambios dinámicos 206

2 Consecuencias de las modificaciones: masas .de aire secundarias 207

a Aire frío 207

b Aire cálido 208

3 Edad de las masas de aire 210

C Frontogénesis 210 1 Ondas frontales 211 2 La depresión de las ondas frontales 211 D Características de los frentes 214 .0 El frente cálido 214 T> El frente frío 218 3 Fase de oclusión 219 4 Familias de frentes 220 E Zonas de formación de ondas y frontogénesis 221 F Interacción entre el aire de superficie y el aire superior y su relación con la formación de depresiones 226 G Depresiones no frontales 233 1 Depresión de sotavento 233 2 Baja térmica 233 3 Depresiones de aire polar 234 4 Bajas frías 234 H Fenómenos mesoscálicos 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 y del tiempo por ella ocasionado

257

4 Singularidades y estaciones naturales 262

5 Anomalías sinópticas 266

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 311 311 313 317 318 324 324 331 331 333 D El monzón de Asia 1 Invierno 2 Primavera 3 Comienzos de verano 4 Verano 5 Otoño 333 337 340 342 346 352 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 352 353 355 356 359 361 7 • Climas microscálicos 363

A Balances energéticos de superficie 363

B Superficies naturales sin vegetación 366

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 Variabilidad, curso y fluctuaciones del clima 408

A Datos climatológicos 1 Valores medios 2 Variabilidad 3 Tendencias . 408 408 410 413 i B El registro del clima

1 Evidencia del cambio climático 2 Condiciones postglaciales 3 Los últimos 100 años

413 413 416 ;,416T-Í -

C Posibles causas de los cambios de clima 421

1 Cambios a largo plazo 422

2 Fluctuaciones a corto plazo 423

Resumen 427

Al Clasificación de los climas 450

A Clasificaciones genéticas basadas en el crecimiento de las plantas o la vegetación

450

B Clasificaciones basadas en el balance del vapor 455

C Clasificaciones genéticas

D Clasificación del bienestar climático 457

468 A2 Nomogramas de altitud, presión, longitud y temperatura 471

A3 Mapas sinópticos del tiempo 472

A4 Unidades del sistema internacional (SI) 475

Problemas 477 Capítulo 1 477 Capítulo 2 478 Capítulo 3 479 Capítulo 4 479 Capítulo 5 480 Capítulo 6 481 Capítulo 7 481 Capítulo 8 482

Soluciones de los problemas 483

índice geográfico 484

índice alfabético general 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 suge-rencias 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 otor-gado 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 Mitte- ilungen, Jahrgang 95.

Macmillan, Londres por la fig. 4.13 de British Weather in Maps por J. A. Taylor y R. A. Yates.

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 En-ciclopedia 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 figu-

7.16B 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 Meteoro-logical 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 conoci-miento 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, espe-cialmente para aquellos que estudian meteorología y climatología en cursos elementales de los Departamentos Geográficos de los Colleges o Uni-versidades. 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 si-guientes 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

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, acom-pañadas 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 si-nóptica y dinámica no requerían explicación. Sin embargo, puede ser útil recordar que la climatología dinámica trata esencialmente de los funda-mentos físicos y dinámicos de los modelos de circulación atmosférica ba-sados 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

R. J. CHORLEY Departamento de Geografía

de la Universidad de Cambridge

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 ra-diación solar y la rara-diación infrarroja procedente de la tierra. Se ha re-formado 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

Introducción

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.

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, po-demos 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

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

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 me-teorológicos tanto los valores medios como los extremos. También es co-rriente 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 especial-mente) 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 {aire seco) Peso molecular

Nitrógeno _N2 78,08 28,02 Oxígeno 02 20,94 32,00 Argón1 Ar 0,93 39,88 Dióxido de carbono CO2 0,03 (muy variable) 44,00 Neón2 _{Ne 0,0018 20,18} Helio2 _{He 0,0005 4,00} Ozono1 _O 2 0,00006 48,00 Hidrógeno H 0,00005 2,02 Criptón2 _{Kr Indicios} Xenón2 Xe Indicios Metano Me Indicios

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 queambos 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

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:

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:

V = K2T

Estas leyes implican que las tres variables —presión, temperatura y volu-men, 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

FIG.1.4

Porcentaje de la masa iota! de la atmósfera que se encuentra situada por debajo delos 80 km de altura. Esto ilustra el carácter superficial de la atmósfera terrestre.

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

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 mercu-

2

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 nece-saria 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 πO}2_{), donde el radio del sol, R}

s = 7 x

105 km, y la distancia solar, D = 1,5 X 108 km. Una esfera de radio r tiene una superficie de 4π r2_.

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

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

Lalongitud 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

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 50 70 90°S 22 diciembre 0 0 88 233 421 520 528 540 574 4 febrero 0 12 144 284 438 486 454 392 404 21 marzo 0 153 287 387 447 387 287 153 0 6 mayo 386 350 433 464 418 271 138 12 0 22 junio 538 505 494 487 394 218 82 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. INSOLACIÓN RECIBIDA EN LA SUPERFICIE; SUS EFECTOS 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-

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,

L (106 J kg -l) ≈ (2.5 – 0.00235T)

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-