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Manual del Vuelo a Vela
Wolf Hirth - 1942
Meteorología para pilotos de velero
por el doctor FRITZ HÖHNDORF
El tiempo lo sentimos por los
cambios en el aspecto del cielo con sus nubes y precipitaciones, en el viento, en la
temperatura y, finalmente, también en la humedad que el aire contiene; además, el piloto
de velero sabe que en la atmósfera hay también corrientes ascendentes que se modifican « con el tiempo ». Lo único que no
se siente de un modo inmediato son las variaciones de presión; aunque algunos afirman que
las sienten, lo aseveran partiendo de una conclusión falsa: sienten los efectos de otras
causas, que están unidas a los cambios del tiempo y que todavía no están
suficientemente esclarecidas por los médicos y meteorólogos. Las variaciones de la
presión que actúan sobre el cuerpo humano, por unidad de tiempo, cuando se sube en el
ascensor de una casa de algunos pisos, son superiores a las que se producen en un cambio
de tiempo.
Si a pesar de esto la presión
atmosférica figura en el primer plano de la meteorología, ello se debe a que la presión
puede medirse con toda precisión y a que ese elemento meteorológico varía de un punto a
otro poco a poco, suavemente y sin brusquedades. Las cartas de la presión atmosférica
son, por consiguiente, de carácter sinóptico y susceptibles de un estudio exacto y
constituyen hoy el fundamento de la previsión científica del tiempo; sin embargo,
considero que la presión no es apropiada para la comprensión de los fenómenos que
forman el tiempo por ser el anverso del primer plano de nuestras sensaciones; por lo
tanto, en nuestras explicaciones partiremos del tiempo tal como se nos ofrece en la
realidad.
Todos tenemos la experiencia
de que el viento del Este, en general, va acompañado de sequedad y precisamente en invierno con heladas y en verano con grandes calores: el viento
del Sudoeste nos trae tiempo de buena temperatura y húmedo; el del Oeste humedad, y si es
verano, fresco y si invierno, temperatura apacible. Una ojeada sobre la carta de Europa
nos hace ver la causa de todo ello. El viento no es otra cosa que la manifestación del
movimiento del aire. Las masas de aire que se mueven sobre el mar recogen de éste una
cantidad de humedad; las que vienen de las regiones esteparias de Rusia y Polonia no
tienen oportunidad de recoger ese vapor de agua. Si el aire viene de comarcas cálidas,
nos llega caliente, y en el caso contrario, frío. Estos fenómenos de calentarse o
enfriarse el aire o de recoger humedad no son bruscos; se necesitan varios días para que
una masa de aire sea elevada a grandes alturas o para que se enfríe. Masas extensas de
aire - verdaderos elementos de atmósfera, como se suponen en esta primera exposición del
tema - no pueden tomar esos caracteres más que allí donde las circunstancias supuestas
existen durante un tiempo suficientemente largo; lo que no puede ocurrir sino en extensas
regiones en las que el suelo presente circunstancias particulares y sobre las cuales,
además, el aire se mueva lentamente.
Tales regiones son desde luego: 1º, las zonas
subtropicales del Atlántico, en las que, entre otros lugares, están las Azores; 2º, las
regiones subárticas del Atlántico, en la zona entre Groenlandia, Islandia y la
Escandinavia del Norte; 3º, el Océano glacial del Norte y, finalmente, 4º, Siberia con
la región colindante del continente europeo.
Supónganse ahora estas masas de aire en movimiento por
alguna de las causas, sobre las cuales se volverá después oportunamente, y entonces,
después de un cierto tiempo, ese aire llegará a regiones en las que la superficie de la
tierra tiene otras propiedades, tales como las de ser más caliente o más fría, más
seca o más húmeda, etc.; estas propiedades influirán sobre el carácter del aire, que
se calentará o enfriará, etc., y es claro que la variación será tanto más intensa
cuanto: 1º, más marcadas sean las diferencias, y 2º, cuanto más tiempo esté el aire
sometido a las nuevas influencias, diciéndose que una masa de aire « envejece ». Cuanto
más corto es el camino que el aire ha recorrido desde donde nació, con unos determinados
caracteres hasta nosotros y más rápidamente le haya recorrido, tanto más « joven »
nos llegará la masa de aire y menos falseadas estarán las propiedades con que nació. En
ciertas circunstancias, pueden también nacer sobre nosotros tales masas de aire, siempre
que estas masas hayan permanecido tiempo suficiente para llegar a adquirir las propiedades
que se derivan de la base sobre la que han estado estacionadas; en este caso se puede ir
siguiendo perfectamente el proceso de tal formación.
Para la buena comprensión de los fenómenos es necesario,
desde luego, acudir a algo de Física; quien no tenga hábito de leer fórmulas, que se
contente con las explicaciones del texto, que contiene pocas fórmulas y que da, por
añadidura, las relaciones existentes entre los diversos elementos. Debemos, en primer
lugar, ocuparnos de la radiación solar, de sus efectos sobre la superficie de la tierra
y, finalmente, del efecto del suelo sobre el aire y de sus consecuencias.
El sol, como última causa de los fenómenos del tiempo,
nos envía, además de la luz que vemos, radiaciones de todas clases, de las cuales las
que aquí nos interesan son las caloríficas, las cuales son de intensidad tal que cuando
inciden normalmente sobre el límite superior de la atmósfera - en una altura de 300 km.
aproximadamente - podrían elevar 2º C., en un minuto, la temperatura de una capa de agua
de un cm. de espesor. Mientras la radiación atraviesa el aire, es retenida una parte de
este calor, algo del cual se utiliza en calentar el aire y lo que contiene: el polvo de la
bruma, los cristales de hielo y las gotículas de agua y vapor de las nubes; otra parte es
dispersada y llega a la tierra, en todas las direcciones, como «radiación difusa». Con
tiempo bueno, llega directamente a la superficie de la tierra el 80 % en números redondos
de la radiación total, y con mal tiempo, apenas nos llega algo de tal radiación de un
modo directo. Con cielo claro la parte de la radiación recibida por un cm. de superficie
es tanto menor cuanto más oblicuamente inciden los rayos, con arreglo a la ley del seno;
según esto, una ladera expuesta al sol recibe más calor que la llanura. Cuanto más
cerca del horizonte está el sol, tanto mayor es el trayecto de atmósfera que tienen que
recorrer los rayos para llegar al terreno y, con ello, es todavía mayor el efecto de
absorción y por estas razones la acción de los rayos solares sobre las altas montañas
es mayor que sobre los hondos valles; en el Ecuador es mayor que en el Polo; en las
comarcas libres de polvo es mayor que en las ciudades industriales.
Estas radiaciones, la directa, la reflejada en las nubes y
la difusa, llegan a la superficie de la tierra; al techo de copas de los árboles, en los
bosques; a los tallos herbáceos de los prados, etc., o sobre el desnudo suelo. Una parte
de esta energía es reflejada como se refleja en un espejo (Observación sobre la «
Teoría de la reflexión »: « Cuanto más claro es el suelo, tanto mejores son las
posibilidades del vuelo a vela, porque refleja mejor el calor». Esto es una conclusión
falsa, pues un arenal y un campo de cereal maduro son secos y malos conductores del calor y se calientan por eso fuertemente, cediendo al aire
su calor por contacto. La radiación luminosa reflejada no contribuye prácticamente a
producir ascendencias utilizables en el vuelo a vela, como sucede en la superficie de la
nieve, que refleja la luz, pero no es aprovechable para el vuelo sin motor); otra parte es
absorbida por las plantas y empleada en transformar el ácido carbónico y el agua en
almidón y azúcar; otra parte se emplea en evaporar el agua y, finalmente, una parte, la
mayor, calienta la delgada capa superficial del terreno; si está constituido por
materiales que conduzcan bien el calor, penetrará éste rápidamente hacia el interior y
si, por el contrario, está formado de materiales malos conductores, el calor quedará
concentrado en la superficie. La superficie de terrenos malos conductores del calor llega
a calentarse mucho, como por ejemplo un arenal seco en nuestras latitudes, que puede
llegar a 70º C., y en cambio la superficie de los buenos conductores permanece fría y el
calor se almacena en el interior, resultando elevada la temperatura de capas de mayor
espesor, aunque no en tanta proporción como en el caso contrario.
Entre la radiación luminosa y la calorífica sólo existe
la diferencia consistente en la longitud de onda. Es sabido que desde todos los puntos que
nuestro ojo ve, éste, inversamente, puede ser visto; también sabemos que hay cuerpos
transparentes, translúcidos y opacos. En los cuerpos translúcidos, es retenida una parte
y en los opacos la totalidad de los rayos luminosos, o, de otro modo, estos rayos son
absorbidos. Exactamente igual ocurre para los rayos caloríficos, sólo que, en parte, los
cuerpos transparentes a unos y otros no son los mismos, e igual sucede en los otros dos
casos. El agua y lo mismo su vapor y el hielo absorben fuertemente los rayos caloríficos,
de modo que en capas de gran espesor son opacos al calor, o sea atérmanos. El aire seco
es atravesado, casi sin absorción, por unos y otros rayos: es transparente y diatérmano.
Si se calienta un trozo de hierro, se siente después de algún tiempo el calor emitido
por el hierro, mucho antes de que haya llegado al rojo o al rojo blanco, y cuando está a
esta temperatura se experimenta muy bien la sensación del calor radiado. Si la mano que
se ha calentado la llevamos sobre nuestra cara, se siente también que sale calor de ella.
Por consiguiente, todos los cuerpos emiten rayos de calor y precisamente con tanta mayor
intensidad cuanto más calientes están. Según la ley de Stephan-Boltzmann, la energía
radiada es proporcional a la cuarta potencia de la temperatura absoluta, 273 + tº C., de
modo que un cuerpo a 273º C. radia 16 veces la energía que a 0º C. Esta
radiación emitida por cualquier superficie (sea de la tierra, de la niebla, del sol,
etc., como también de los gases y cuerpos análogos) se propaga exactamente lo mismo que
la radiación luminosa y se propaga también entre los elementos superficiales, en los que
pueden verse cambios recíprocos de radiación calorífica: si un elemento recibe más
energía que la que emite, se calienta; si recibe menos, se enfría. Si en nuestra
habitación entra alguien en tiempo de invierno y se pone ante nosotros, sentimos en
seguida una pérdida de calor, pues radiamos el mismo calor que antes de entrar el
visitante y en cambio recibimos menos, lo que se expresa vulgar, aunque no correctamente,
diciendo que el visitante despide frío. Estos cambios de calor ocurren sin interrupción.
La radiación emisora se verifica lo mismo durante el día que durante la noche, sólo que
al mediodía la tierra recibe más calor que el que pierde; pero antes de la puesta del
sol, ya son superiores las pérdidas a las ganancias; en el verano ocurre esto de media
hora a una hora antes de ocultarse el sol; en la primavera y el otoño, de una hora a una
y media, de modo que entonces un arenal está más frío que el aire que reposa sobre él.
Cuanto más caliente está, un cuerpo pierde relativamente
mucho más calor por radiación. Un cuerpo conductor del calor llega a tener su
superficie, por la acción del calor radiante recibido, menos caliente que otro mal
conductor. Un suelo de buena conductibilidad calorífica dispone de reservas de calor que
pueden volver a la superficie cuando el calor recibido es menor que el emitido, lo cual
quiere decir que la superficie de un cuerpo buen conductor tiene una temperatura más
constante que la de los malos conductores, de manera que puede haber momentos en los que
se inviertan las diferencias de temperatura y lo que en verano o a mediodía esté más
caliente, puede estar en el invierno o durante la noche más frío.
El agua desempeña un importante papel; la luz penetra en
el agua muy profundamente, pero no así el calor; una capa de pocos centímetros de
espesor es ya « opaca » para el calor radiante, es decir, atérmana. El agua en reposo
se calienta mucho en su superficie, mientras que bajo ella permanece fría; si, en cambio,
hay oleaje, como en la superficie de los mares, las capas profundas se calientan a
expensas de las superficiales y el agua agitada se conduce como si fuese un cuerpo buen
conductor; su temperatura es tanto en cada día como en su variación anual mucho más
regular que la de los continentes.
Muy distintas son las circunstancias con suelo húmedo; la
mayor parte del calor que llega a los prados, pantanos, etc., sirve para evaporar el agua,
y es muy poco el que se transforma en elevación de la temperatura de la superficie misma.
Para convertir en vapor un gr. de agua, es necesario exactamente el mismo calor que para
elevar 2,5º a 3º la temperatura de un kg. de aire que, en circunstancias normales,
equivale en números redondos a 3/4 de metro cúbico. La evaporación del agua exige, por
consiguiente, grandes cantidades de calor, que se restan así a las inmediatamente
disponibles para calentar el suelo, observándose, por otra parte, que ese calor es
finalmente cedido a la atmósfera. Por tanto, puede decirse que las zonas húmedas no
almacenan cantidades apreciables de calor para poder devolverlas en otro momento. La
evaporación se verifica no en toda el agua que como reserva exista, sino que sólo
influye en ella la extensión de la superficie en la que esa evaporación pueda tener
efecto, y así la evaporación en la hierba de un prado húmedo es mayor que en la
superficie plana de un lago que cubriese la misma extensión que el prado.
Finalmente, la nieve absorbe toda la radiación
calorífica que reciba y la aprovecha en evaporación, en fusión y en volver a
cristalizar, mientras que la radiación luminosa y la luz ultravioleta la refleja casi
completamente, resultando que el calor lo absorbe casi en la misma proporción que una
superficie ennegrecida. Mientras que de día la superficie de la nieve permanece fría,
durante la noche irradia mucho calor y se enfría todavía más, pues, según una ley
descubierta por Kirchhoff, el poder emisivo de un cuerpo es proporcional a su capacidad de
absorción. Según lo expuesto, las superficies cubiertas de nieve no cederán calor
alguno por contacto al aire que sobre ellas repose, sino que, al contrario, si el aire
está varios días y noches sobre campos con nieve, se enfriará cada vez con más
intensidad.
Hasta aquí se ha hablado de los manantiales de calor y de
frío extraterrestres; es decir, del sol y del espacio celeste y de sus efectos sobre la
superficie de la tierra y de las transformaciones del calor en las distintas clases de
terrenos. El calor propio de nuestro globo terráqueo tiene para el tiempo una importancia
muy secundaria, como también la tiene de igual clase la radiación sobre la temperatura
del aire próximo al suelo, la cual se modifica, principalmente, por inmediato contacto
con el terreno.
Todas las causas citadas obran simultáneamente y dan
lugar a diferencias de temperatura en la superficie de la tierra, y el aire que está
inmediatamente sobre ella toma su misma temperatura: si estaba antes más frío, se
calienta, y lo contrario, si estaba más caliente. Pero con estos cambios se modifica
también su densidad. r kg. por m.3 =
0,465 . b/(273 + t), en donde son: r la densidad, b
la presión en mm. de mercurio, t la temperatura en centígrados; por
consiguiente, a 760 mm. de presión y 0º C., un m.3 de
aire pesa 1,293 kg. Al calentarse el aire se dilata y se hace más ligero; si a su
alrededor hay otro aire más frío y, por tanto, más pesado, el más caliente se elevará
y el más frío se extenderá por debajo de él: si éste se calienta también, volverá
igualmente a elevarse siendo sustituido por otro aire más frío de su proximidad. Si
existe una masa de aire caliente y otra más fría encima, puede producirse una
ascendencia cuando presentándose una turbonada haya una penetración de aire frío en el
caliente, y la fuerza con la que tiende a realizarse ese fenómeno depende de la
diferencia de temperatura entre el aire en ascensión y sus alrededores de igual nivel.
La aceleración vertical tiene el valor w = g
. r . (Tasc.
– Talr. / Tmed. ) y es, por tanto, en
tiempo frío algo mayor que en tiempo caluroso. En tanto esa fuerza actúa hacia arriba,
es decir, la ascendencia es más caliente que sus alrededores, la velocidad ascensional
aumenta y, en el caso de descenso, la velocidad descendente disminuye. Si la fuerza actúa
hacia abajo, la velocidad ascensional disminuye, y si hay descenso, la velocidad
descendente aumenta. El aire caliente resulta siempre apartado de la influencia del suelo
y es obligado a ascender, resultando él fenómeno - como en el caso de un cuerpo buen
conductor - que masas de aire más o menos importantes toman parte en el proceso de
calentamiento. En cambio, en el fenómeno de enfriamiento el aire frío permanece, como
más pesado, siempre en la capa inferior junto al suelo y sólo habrá cierta mezcla con
las capas superiores si existe viento que con su turbulencia provoque la agitación
necesaria. Cuanto más frío sea el aire inferior, más pesado es relativamente al que se
encuentre sobre él y menor la posibilidad de que pueda haber mezcla, y entonces llega a
formarse una inversión de temperatura con salto que, frecuentemente, excede a los 10º.
Si, como en el caso de fuerte viento, masas de aire frío reemplazaran a las superiores
calientes, podrá tener efecto una mezcla y resultar expulsado el aire frío que estaba
junto al suelo. Los habitantes de los valles tienen así una elevación de temperatura
durante una « invasión u ola de frío » que, en cambio, los habitantes de la montaña
la sienten como tal; fenómeno meteorológico que en invierno se repite muchas veces. En
esencia, estos fenómenos tienen efecto en forma análoga todas las noches. Cuanto más
sereno es el tiempo y más protegido del viento es un lugar, tanto más delgada es la capa
de aire frío junto al suelo, pero menor también su temperatura y, por el contrario,
cuanto más fuerte es el viento, más pequeña es la inversión de temperatura que junto
al suelo produce la irradiación de calor. En las noches estrelladas la superficie de la
tierra irradia calor hacia el espacio estelar de baja temperatura; si por el contrario hay
nubes, se establece un cambio de calor con su capa inferior bien caliente, y la tierra se
enfría mucho menos. Lo mismo ocurre si en la atmósfera hay capas de niebla o bruma o
sólo vapor de agua en cantidad suficiente. La superficie superior de las nubes o brumas,
si éstas no tienen encima otras capas protectoras, irradia calor, durante la noche, a los
espacios interplanetarios y, con ello, se enfría, siendo ésta la causa más importante
de enfriamiento en la altura.
Durante la noche, el aire frío, como más pesado,
desciende a los valles desde la cúspide de las montañas. Si el aire viene de otras
comarcas, sólo está normalmente en condiciones de saltar sobre una montaña cuando es
impulsado suficientemente hacia arriba, y si las capas frías inferiores tienen bruma,
humo, etc., entonces la « inmundicia » permanece en el lado de barlovento, mientras que
el lado de sotavento recibe aire puro que procede de las capas superiores. También la
diferencia de densidad es la causa de que el aire frío procedente de las latitudes
boreales sólo pueda llegar en las nuestras raramente a los 4000 m. de altura, mientras
que el aire caliente de las regiones subtropicales alcanza frecuentemente la estratosfera.
La presión es numéricamente igual al peso de la columna
de aire que se apoya sobre el lugar de observación y disminuye, por consiguiente, con la
altura y, precisamente, se reduce por término medio a la mitad al elevarse a los 5,5 km.
de altura: a 11 000 m. existe sólo sobre nosotros la cuarta parte de la masa de aire que
existe sobre el suelo; a 22 km., la 16.a parte. Según la fórmula de la
página 45 (r kg. por m.3 =
0,465 . b/(273 + t)), la densidad disminuirá en
correspondencia con la altura con arreglo a la disminución de presión. En las
proximidades del suelo, una elevación de 11 m. da lugar a una disminución de un mm. de
mercurio en la presión; a los 5,5 km. de altitud hay que elevarse 22 m. para tener igual
disminución de presión, y a 16,5 km. esa elevación ha de ser de 88 m. Como la
temperatura influye también sobre la densidad, resulta que en aire caliente la elevación
de que se está tratando tiene que ser algo más de los 11 m., mientras que en aire frío
ha de ser algo menos de esa cantidad, pues la misma cantidad de aire, en peso, ocupa más
o menos volumen según su temperatura.
Consideremos ahora una cierta porción de aire que se
supone calentada y, por lo tanto, en movimiento ascensional: encontrándose cada vez a
menor presión, se enfriará. (Lo contrario, calentarse al comprimirse, nos lo enseña la
experiencia diaria con la bomba de inflar los neumáticos de una bicicleta). La
definición del centígrado de temperatura ha sido casualmente establecida de tal modo,
que la disminución de la presión con la altura y la de la temperatura con la presión
están relacionadas de manera que, independientemente de la altitud de la capa de aire de
la que se trate, una porción de aire ascendente si está «seco», es decir, libre de
nubes, se enfría precisamente 1º C. por cada 100 m. de elevación y, al contrario, un
aire descendente se calienta en la misma proporción. Pero esta dependencia física entre
presión y temperatura es aplicable sólo a una porción de aire aislada que esté en
movimiento, pero nada tiene que ver con la ordenación de la temperatura en las distintas
capas atmosféricas dependiente del estado general del tiempo y que se conoce por las
ascensiones o vuelos de altura meteorológicos. Normalmente, la temperatura disminuye con
la altura, aunque la proporción en que tiene efecto esa variación varía frecuentemente
con mucha rapidez. A veces la temperatura aumenta con la altura como antes se explicó y
entonces se dice que existe una inversión o también una capa-límite (Se alude aquí en
esta denominación al hecho de que las inversiones « detienen » los movimientos
ascendentes, con arreglo a las explicaciones dadas antes por el autor. - N. del T.).
Al piloto de velero le interesan especialmente esas porciones de aire caliente ascendente,
las cuales son suficientemente grandes, pues su diámetro mínimo alcanza, por lo menos,
los 300 m. y tienen a 100 m. de altura una temperatura de 3/4 a 2º más elevada que el
aire inmediato no perturbado por la ascendencia.
Con un grado de exceso de temperatura, la burbuja de aire
puede elevarse aún otros 100 m., si la temperatura del contorno no cambia, es decir, con
isotermia. Si la temperatura del contorno disminuye 0,6º por 100 m. de altura, o 0,8º, entonces
puede subir, sin ser frenada, 250 m. o 500 m. más; con 0,9º por 100 m. puede llegar
hasta los 1000 m., siempre partiendo de un grado de exceso de temperatura al comienzo de
la ascensión. Con una disminución de 1º/100 m. de altura en el contorno, el exceso de
temperatura de la pompa de aire no se altera durante su ascensión, aunque la pompa misma
se va enfriando en igual proporción, pero siempre va estando más caliente que sus
alrededores, como ocurría en la altura en la que se inició el ascenso, de modo que las
fuerzas que le iniciaron permanecen constantes. Si el exceso de temperatura va
disminuyendo, esas fuerzas disminuyen también, pero elevan, aunque sea cada vez más
débilmente, es decir, siguen todavía acelerando el movimiento ascensional. Si la pompa
de aire se enfría más que sus alrededores, esas fuerzas dejan de elevar y actúan en
sentido descendente, pero no por eso la pompa de aire deja de subir, porque allí donde se
igualaron las temperaturas es donde era mayor la velocidad alcanzada y esta velocidad
tiene que ser frenada antes de que se inicie el descenso. Ocurre lo mismo que con la
oscilación de un péndulo, en la que en el punto en que retrocede la fuerza es la mayor,
mientras que en su posición más baja, en la que por fin queda en reposo, la fuerza es la
menor; pero en cambio, con las velocidades ocurre lo contrario; la mínima, de valor nulo
precisamente, está en el punto de retroceso y la máxima en el punto más bajo. Los datos
numéricos dados antes sobre las alturas alcanzadas hay que aumentarlos, pues, en un 80 %
en números redondos para obtener « el trayecto de frenado» del aire; pero generalmente
no bastan ya del todo estas ascendencias para volar a vela, dada la velocidad de descenso
de los veleros.
Dijimos antes que es necesario mucho calor para
transformar agua en vapor; si, por el contrario, el vapor se transforma otra vez en
líquido, se condensa dando lugar a nubes, entonces queda libre el calor que antes
absorbió, que es cedido al aire y con ello se hace más lento el enfriamiento de la pompa
ascendente considerada; en el descenso de un aire con nube se retrasa correspondientemente
el calentamiento. Si el aire de una nube tiene una temperatura de 30º, su enfriamiento
con la altura es sólo, por cada 100 m., 0,3º; con una temperatura de 0º es aún de
0,7º/100 m. Resulta, pues, que un aire de nube que se eleve no será frenado en la misma
proporción que lo será si estuviese seco, porque allí donde éste lo sería ya,
todavía existen fuerzas que impulsan la ascensión de aquél. En un aire con nube es
suficiente un pequeño exceso de temperatura sobre su alrededor para asegurarle una
ascensión rápida, que se conservará en tanto que su enfriamiento, por la elevación,
sea un poco menor que el del resto del aire que le rodea.
Las pompas de aire ascendentes, con o sin formación de
nube, acaban por quedar oscilando en aquella capa de aire en la que ya existe una
temperatura igual a la propia de cada pompa al llegar a esa altura. ¿ Cómo será posible
el calentamiento de importantes capas de aire en la altura, a partir del calor del suelo ?
Obsérvese que en compensación del aire ascendente debe descender el aire de su alrededor
y precisamente hasta llegar a la densidad media que originariamente tenía el aire
elevado. En el curso de un día, una buena ascendencia, antes de iniciarse, corresponde a
una capa de 20 a 50 m. de espesor y comprende durante el proceso explicado otra de varios
centenares de metros, con lo cual toda esta masa de aire se calienta, con arreglo a la ley
física explicada, en la proporción de 1º/100 m. En este fenómeno del calentamiento de
gruesas capas de aire la radiación reflejada interviene muy poco : es un fenómeno hasta
desfavorable para el vuelo a vela, puesto que cuanto más se calienten las capas alejadas
del suelo, mayor tendrá que ser el exceso de temperatura de las ascendencias que después
hayan de presentarse para poder conservar la tendencia ascensional durante su elevación.
Con este calentamiento, por descenso de porciones de aire, se llega lentamente al estado
en el que la disminución de temperatura con la altura, para toda la capa, sea de 1º/100
m. Se puede obtener una idea clara de ello si se piensa en que arriba la temperatura es
tanto mayor cuanto más profundamente desciendan las porciones de aire y éstas son las
que luego, por la mañana, participan del proceso de elevación en mucho mayor proporción
que las altas, teniendo en cuenta también que, al principio, la capa límite superior de
la ascendencia tiene menor altura que después, resultando que la ordenación de capas va
siendo cada vez más favorable para la formación de ascendencias.
Volvamos otra vez a lo grande, a las masas de aire que nos
traen el « tiempo ».
Si llega a nosotros una masa de aire más fría de lo que
corresponde al calor recibido por radiación, empieza el calentamiento - interrumpido por
la noche -, con arreglo al proceso explicado. Cuanto más tiempo dura, sea porque el aire
se mueva con poca velocidad, sea porque haya recorrido ya una gran porción continental o
un largo trayecto sobre comarcas templadas, tanto más alto habrá llegado el fenómeno
del calentamiento con su correspondiente aumento del gradiente de temperatura y tanto más
elevadas serán las ascendencias. Si el aire fuese primitivamente muy húmedo, se
formarán grandes nubes de tipo cúmulo, que, poco a poco, van siendo menos abundantes,
menos extendidas y cada vez más raras; el aire se despoja así del agua por la lluvia y
va haciéndose más seco. Si, por el contrario, el aire era menos rico en humedad, faltan
los chaparrones del principio; las bases de las nubes son más altas, pues el aire más
seco tiene mayor altura de condensación. Durante la noche, si el aire es muy frío,
también se producen ascendencias cuando el terreno está suficientemente caliente; pero
estas ascendencias nocturnas no son aprovechables para el vuelo a vela. Si el suelo se
enfría por debajo de la temperatura media del aire y éste tiene bastante humedad, se
forman nieblas; y si la humedad no es tanta, sólo se forma rocío, el cual, caso de no
ser absorbido por las capas inferiores del terreno, vuelve a ser evaporado por la mañana,
retrasando así el proceso de calentamiento del aire. Si el aire está muy seco, las
plantas se encargan de ceder, en lo posible, el agua necesaria para la formación de
nubes. En el verano, el aire procedente de los mares subtropicales es « frío » en las
horas del centro del día; es decir, puede aún recibir calor, por ser la temperatura del
suelo, a esa hora, superior a la del agua en la región de que procede el aire.
Solamente el aire que en el verano nos llega de las
regiones esteparias del sudeste de Europa es durante todo el día bastante caliente para
no recibir calor alguno de nuestro suelo. Tampoco se compensa durante el día el
enfriamiento nocturno. Como el aire frío ocupa un espacio menor que el caliente y el
enfriamiento sólo se extiende a las capas inferiores, éstas deberán contraerse y las
superiores a ellas descender, con lo que se calentarán, acentuándose la inversión,
sobre el aire más frío del suelo, a lo que se añade, y esto, en general, es de un
efecto muy intenso, que las capas inferiores fluyen lateralmente y pierden con ello
espesor. La capa de frenado así formada representa un fenómeno que se encuentra también
sobre las superficies cubiertas de nieve y en todas aquellas masas de aire que todavía
resulten calientes, aun en las horas del mediodía. Con aire continental que nos trae los
días caniculares, el vuelo a vela no es posible por esa razón, a pesar de que el cielo
esté despejado y azul. Debajo de la capa límite, el aire se calienta intensamente, pero
no tanto que pueda romper y atravesar la capa de inversión que existe a pequeña altura,
formándose así, es cierto, muchas ascendencias, sí, pero pequeñas, que revolotean
aquí y allá y, en general, sólo producen agitación; noche tras noche las
circunstancias van siendo peores hasta que el fenómeno decae. No tan intensa, pero
fundamentalmente por igual proceso, se va llegando a circunstancias análogas en todos los
casos de invasión de masas de aire caliente, hasta que llega a destruirse la inversión
inferior.
¿ Por qué, ahora, las masas de aire se ponen en
movimiento en la región en que se formaron y por qué siguen avanzando ? Si sobre una
comarca hay aire frío y sobre otra aire caliente, extendiéndose ambas masas hasta
bastante altura, resultará que la presión atmosférica sobre la primera región será
mayor que sobre la segunda, y como la presión del aire no es como un peso, que sólo obra
hacia abajo, sino como la presión del agua que actúa en todas direcciones, el aire
situado entre ambas comarcas estará sometido a una fuerza que le pondrá en movimiento en
el sentido de la zona de mayor presión a la de menor, llevándolo hasta el centro de
ésta. Pero nunca hay uniformidad en la condición del aire hasta una altura importante,
sino que, en general, hay temperaturas variables, y entonces la presión en el suelo es
igual al peso de la columna de aire tal como está formada. Si abajo hay aire caliente, la
presión disminuye menos con la altura que si el aire inferior es frío, pues el m.3 de
este aire pesa más que el del caliente. La consecuencia de esta distribución irregular
de la temperatura con la altura es que las zonas de alta y baja presión no se extienden
en su misma forma hasta gran altura, sino que la carta de la presión en una capa alta de
la atmósfera tiene distinto aspecto que la carta de presión en el suelo, y,
consiguientemente, las direcciones de las fuerzas productoras de vientos serán también,
naturalmente, en la altura, distintas que en el suelo. Si seguimos con nuestro primer
ejemplo de masas de aire de temperatura uniforme, se tendrá una zona de alta presión en
la comarca fría y otra de baja presión en la caliente; pero como la presión en el aire
frío disminuye con la altura más rápidamente que en el caliente, habrá una cierta
altura en la que sean iguales las presiones, y más arriba de esa altura las
circunstancias se invierten, de modo que sobre una comarca con aire frío, en altura, se
tiene una baja presión y, sobre la región de aire caliente, en altura, una alta presión
y, por lo tanto, la dirección del viento, en altura, será inversa de la dirección en
las capas inferiores. Como la tierra gira alrededor de su eje, resulta que el aire no va
directamente de la alta a la baja presión, sino que a consecuencia de la « fuerza
desviante de la rotación terrestre » es desviado, en nuestras latitudes, a la derecha de
su movimiento. (Si es v la velocidad del viento, en m/s; w = 2 p / 24 . 60 . 60 la velocidad angular de la rotación de la tierra
y j la
latitud del lugar, la componente horizontal de la acción desviante tiene el valor = 2 v
w sen
j , y es de
dirección normal al movimiento, dirigida a la derecha en el hemisferio Norte y a la
izquierda, en el hemisferio Sur.) En realidad, el valor de esta fuerza es muy pequeño con
relación al de la gravedad, pero tiene mucho tiempo para actuar, con lo que llega, por
fin, a hacer que la dirección del viento sea normal a la que podía esperarse de la
diferencia de presiones y a que sople tan sólo una pequeña corriente de aire, un viento
que, sobre todo en altura, lejos ya de la influencia del rozamiento, será paralelo a la
isobara (que es la línea que une los lugares de igual presión) y soplará de modo que el
centro de baja presión quede a la izquierda.
A consecuencia, pues, del calentamiento irregular de la
superficie de la tierra, habrá regiones con diferente presión atmosférica, resultando
de ello movimientos del aire que tratarán de igualar esas diferencias de presión, que
sólo pueden compensarse lentamente a consecuencia de la fuerza desviante debida a la
rotación de la tierra. Pero con los vientos son transportadas las masas de aire y sus
temperaturas, y con ellas se trasladan también las formaciones de la presión
atmosférica, varían las direcciones de los vientos y, a su vez, se mueven las
diferencias de presión nacidas en las masas de aire, por ello influidas, y todo esto
sucede no sólo en las capas inferiores a los 5 km. cuyo estado, cuando es necesario,
podamos conocer en cierto modo, sino en todas las capas, hasta el límite de la
atmósfera. Es cierto que el aire a mucha altura tiene muy pequeña densidad, pero si en
esas capas superiores se producen diferencias de peso, el aire superior insistirá con
distinta intensidad sobre las capas inferiores y, con ello, aunque la temperatura no
varíe, la mayor presión producirá aire más denso y por lo tanto más pesado, y la
presión se reforzará, propagándose así hasta el suelo. Éste es un juego invisible de
las masas de aire que ocurre realmente, aunque se suponga que las temperaturas no cambian
por las otras causas citadas, emisión y absorción de calor radiante, formación de nubes
y lluvias, mezclas, etc.
Cuando se encuentran dos masas de aire adyacentes, se
verifica la regla general, no sin excepciones, de que la más fría se sitúa bajo la más
caliente. Si el fenómeno ocurre junto al suelo, entonces, en el limite de separación de
las dos masas, el aire caliente se eleva con tanta más energía cuanto mayor sea la
diferencia de temperatura, y esta elevación va acompañada de formaciones violentas de
nubes a lo largo del límite, que dan lugar a tormentas: se ha formado así un frente;
frente frío o frente de irrupción de masa fría. El aire frío irrumpe hasta llegar a un
obstáculo que no pueda vencer del primer impulso; pero si la comarca límite de la
región de aire caliente está muy recalentada y el aire, por lo tanto, tiene ya gran
tendencia a elevarse, el aire frío irrumpe allí con gran violencia.
Si al encontrarse las dos masas de aire, la caliente viene
animada de mayor velocidad, la masa caliente monta sobre la fría y no se produce la
violencia de los movimientos verticales que tienen efecto en una irrupción de aire frío.
Se origina de este modo nubes extensas en capa, que avanzan sobre el aire frío y de las
cuales, por fin, a medida que se aproxima el « límite de la masa de aire en el suelo»,
el frente caliente, acaba por caer la lluvia uniforme ordinaria. Estas precipitaciones son
especialmente abundantes si queda aún aire frío procedente de una irrupción ocurrida
hace poco y este aire está estancado ante las Mittelgebirge o ante los Alpes, y es sobre
esta masa sobre la que tiene efecto la ascensión paulatina del aire caliente.
También puede aplicarse lo dicho sobre las cartas
isobáricas para explicar los fenómenos que ocurren en las superficies de discontinuidad
de las masas de aire; en esas cartas están esquemáticamente indicadas todas las causas
posibles de acción. Pero quien quiera seguir la evolución del tiempo apoyándose en el
conocimiento de estos esquemas o quiera hacer previsiones sobre ellas, notará pronto que
solamente en raros casos los fenómenos de la Naturaleza corresponden a sus esperanzas.
Esto se debe, principalmente, en lo que se
refiere a Alemania, a que a este país no llegan « puros » los tipos de tiempo
meteorológico, sino fenómenos que están en cierto modo « envejecidos » bajo las
influencias de las formas del terreno y del tiempo, es decir, que entre las masas de aire
se han verificado ya influencias recíprocas, que en el transcurso del tiempo van
aumentando. Me parece más útil para el piloto de velero mostrarle, en la amplitud que
permita el espacio disponible, el camino para conocer cuándo las situaciones del tiempo
tienen las condiciones necesarias para su vuelo, que instruirle en la utilización de esos
esquemas para llegar a iniciarle en el secreto de la previsión del tiempo.
Por esto se ha renunciado deliberadamente a presentar
figuras, porque, en primer lugar, han de ser necesariamente esquemáticas y, en segundo
lugar, porque es fácil que las circunstancias secundarias que, más o menos casualmente,
se hayan arbitrariamente escogido para incluirlas en el esquema, influyan sobre el lector
dándole una impresión que él crea ser característica, lo cual es un gran peligro si no
se puede descender en la explicación a todos los detalles de la figura. A quien desee
profundizar en la meteorología hay que recomendarle que se abone a una carta del tiempo y
que la compare diariamente con el tiempo reinante y que las cuestiones que se le presenten
con esta comparación las consulte en las obras completas sobre la previsión del tiempo.
El promedio de pilotos de velero cuya formación meteorológica no sea muy extensa debe
huir de consultar una carta del tiempo, porque esa consulta, según enseña la
experiencia, no hará más que inducirle a error ; lo que éstos deben hacer es fiarse de
las indicaciones de los servicios meteorológicos, los cuales tienen al menos, con
relación a ellos, la ventaja de la mayor experiencia sobre los fenómenos meteorológicos
en general. Sin embargo, para comprender las explicaciones de los meteorólogos es preciso
poseer un mínimo de conocimientos, que espero podrán conseguirse con lo explicado en
este capítulo.
APENDICE
Explicación de algunos de los términos
más usados
en la técnica meteorológica
1.º Equilibrio es un estado
que permanece en tanto no se presenten causas de perturbación. Se llama estable si
después de una pequeña perturbación vuelve a establecerse el estado primitivo; ejemplo,
una esferilla apoyada dentro de una esfera hueca. Es indiferente si después de una
pequeña perturbación se establece un nuevo estado de equilibrio, como sucede con una
bola de billar sobre la mesa de este juego. Se llama lábil cuando una pequeña
perturbación da lugar a un cambio completo de posición, como en el caso de una esferilla
apoyada en lo alto de una semiesfera.
Una masa de aire seco tiene
sus capas en equilibrio estable cuando al sufrir una pequeña porción de aire un cambio
de altura vuelve otra vez a su altura de partida. Este es el caso si «el aire de las
inmediaciones tiene una temperatura» que disminuye, con la altura, algo menos de un grado
por 100 m. Se dice que ese estado es indiferente si la porción de aire que varía de
altura se encuentra en equilibrio en otra cualquiera, lo que ocurre si « la temperatura
de las inmediaciones» disminuye un grado por 100 m., que es la misma variación que
experimenta la presión de aire cuya altura se supone modificada. Se dice aire en
equilibrio lábil cuando al tener una porción del mismo una elevación o un descenso ese
movimiento se continúa indefinidamente, lo cual sucede si « la temperatura de las
inmediaciones » disminuye con la altura más rápidamente que en la proporción de un
grado por 100 m.
En los movimientos verticales
de las nubes, la temperatura varia según la temperatura y presión iniciales, pero
siempre menos de un grado por 100 m.; por lo tanto, en el aire con nubes habrá los
correspondientes estados propios, húmedo-estable,
húmedo-indiferente y húmedo-lábil, con relación a la atmósfera de la inmediación,
que la mayor parte de las veces estará libre de nubes, siendo el último entre esos
estados el más importante para el piloto de velero. Se dice de una masa de aire que está
en equilibrio húmedo-lábil cuando en relación al aire seco está en equilibrio estable,
pero respecto al aire de nube se encuentra en equilibrio lábil; este caso se presenta si
« la temperatura de la inmediación» disminuye menos de un grado por 100 m., pero más
de lo que disminuye el aire de nube que se considera.
2.º La « disminución de
la temperatura con la altura» se llama también gradiente. El
gradiente dependiente de la situación general del tiempo, o gradiente « de las
inmediaciones » se llama gradiente « geométrico », y el gradiente físico de una
porción de aire en movimiento vertical se llama gradiente « individual ». El gradiente
individual es siempre igual al « adiabático », que es el que resulta de suponer una
porción de aire que experimenta variaciones de altura y las consiguientes variaciones de
presión, sin recibir calor del exterior ni perderlo al exterior, denominándose en
Física este proceso « transformación adiabática ». En las variaciones de altura de
aire seco y de aire de nube, habrá que distinguir, por lo tanto, entre el gradiente
adiabático seco y el húmedo. Si una masa de aire tiene un gradiente geométrico igual al
adiabático, se encontrará en equilibrio indiferente, seco o húmedo, según el caso. Al
equilibrio estable o lábil le corresponde un gradiente geométrico infradiabático y
superadiabático, respectivamente.
N. del T. - En esta exposición de ideas
fundamentales de Meteorología se refiere el autor naturalmente a Alemania, aunque la
mayor parte de lo tratado sea de carácter general.
Por esta razón se considera útil indicar algo sobre la
meteorología de España para sustituir aquellos conceptos que el autor ha explicado
refiriéndose particularmente a su país.
Un mapa de España a la vista facilitará la comprensión
de lo que sigue.
El sistema orográfico fundamental de la Península puede
considerarse constituido por una T, cuya rama horizontal está compuesta por los montes
cantábricos y los Pirineos y la vertical por el sistema Ibérico. La vertiente norte de
la divisoria superior es en España muy corta: sólo la región cantábrica; en Francia es
en cambio extensa: toda Francia.
La vertiente occidental de la rama vertical de la T está
surcada por otros sistemas paralelos a la rama horizontal. La cordillera carpetana, la
Oretana y la Mariánica: la vertiente oriental es el Ebro. Nótese que los conceptos son
descriptivos y no geológicos.
Dé aquí resulta que las depresiones que vienen del
Atlántico, si no son profundas, son detenidas por los montes cantábricos y sólo llueve
en esa zona: si son mas intensas influyen hasta la cuenca del Duero, pero son detenidas en
la Carpetana y así van extendiéndose a las diversas cuencas. En la cuenca del Ebro rara
vez influyen estas depresiones, sobre todo en la cuenca baja.
Con este primer concepto se puede ya decir que España,
como todo el occidente de Europa, tiene su tiempo condicionado por los dos grandes
anticiclones: el de las Azores y el de Siberia; si predomina el primero, las masas de aire
que alcanzan España y Europa después, son tibias, el tiempo es suave y húmedo; si
predomina el segundo, las masas de aire lanzadas sobre Europa son frías y secas, y aunque
España sea el país más alejado del origen de esas masas, todavía llegan frías y su
contraste con las masas de aire más tibias y húmedas del Mediterráneo producen las
nevadas que acompañan a los fríos del invierno.
Dentro de estas líneas generales, he aquí los
principales tipos de tiempo que se presentan en España:
1.º Una
depresión atlántica actúa sobre Europa. La depresión llega a Europa a la altura de
las islas Británicas; las bajas presiones están al nordeste de la Península; los
vientos que llegan a España son del sudoeste, tibios y cargados de humedad; es el
régimen de lluvias del invierno; ocurre lo antes dicho: llueve en las diversas cuencas
según la intensidad de la depresión.
Este régimen se suele presentar al principio y fin del
invierno; las masas de aire son poco lábiles respecto a España, enfriada por su altitud.
2.º Mínimo
secundario en el golfo de Vizcaya. Ocurre a veces que la depresión principal
atlántica sigue un camino muy boreal y entonces suele destacarse un mínimo hacia el
golfo de Vizcaya; se producen fuertes perturbaciones atmosféricas, aunque de corta
duración, y el tiempo es muy lluvioso en las Vascongadas, explicándose así el máximo
de lluvia de esta zona de España. La vertiente meridional de la Península está sometida
a vientos que se acercan más al Oeste y no son tan tibios ni húmedos como en el caso
anterior.
3.º Mínimo
del golfo de Génova. En primavera las bajas presiones reinan en el norte del
Mediterráneo; entonces las altas presiones están situadas al norte de la Península. La
consecuencia es estar sometida España a un régimen bastante uniforme de vientos fríos
del Norte, que si tienen suficiente humedad y ocurre la situación en el centro del
Invierno, da lugar a nevadas; pero en primavera da lugar solamente al retroceso del frío;
las masas de aire que llegan a España son muy lábiles; es viento ideal para el vuelo sin
motor; en la cuenca del Ebro el viento se encauza y es más bien del Noroeste. Este
régimen ha producido las buenas condiciones del cerro de Monflorite, de Huesca para el
vuelo sin motor.
4.º Mínimo
sobre el mar Ibérico. Si las depresiones que llegan a Europa la alcanzan a baja
latitud, como la Península por su altitud ofrece una cierta resistencia a servir de paso
a las depresiones, éstas se estacionan a su occidente y lanzan mínimos secundarios al
sur y sudeste de España. Entonces las lluvias son intensas en Levante y se producen hasta
inundaciones. Este régimen es frecuente en otoño. Las masas de aire que abordan la
Península entonces son de condición muy diversa; pero en general, poco lábiles.
5.º Mínimo
en el golfo de Cádiz. Por la causa anterior, en otoño, y principalmente por la
acción de los alisios en fin del invierno o primavera, se forma una depresión en el
golfo de Cádiz; llueve en Marruecos y en Andalucía occidental; las lluvias de la Semana
Santa de Sevilla; los vientos son del Norte, fríos y lábiles, respecto a España, ya
sometida a acción bastante intensa del sol; pero son secos como de procedencia
continental y no resultan tan lábiles como los del régimen de Noroeste.
6.º Bajas presiones al occidente. Este
régimen, que suele presentarse a fin del invierno, somete a España a régimen de vientos
del Sudeste, cálidos, como procedentes del Sahara y Argelia y más bien secos, por haber
tenido recorrido corto sobre el Mediterráneo; es el régimen de adelanto de la primavera;
el que hace buscar la sombra al perro en febrero. Las masas de aire son muy estables al
llegar a la Península.
7.º Equilibrio
relativo. Monzones ibéricos. En los intervalos entre las perturbaciones, se establece
en España su régimen propio, como un pequeño continente. En el Invierno, la tierra y
más con la altitud de España, la mayor de Europa después de Suiza, está más fría que
los mares que la circundan; el agua varía de temperatura muy lentamente y con un retraso
de tres meses respecto a los continentes. Entonces en el centro de España hay régimen de
alta presión y los vientos son divergentes hacia las costas: es el tiempo claro y frío
de enero. El aire envejecido sobre España es muy estable.
En el verano los fenómenos ocurren al contrario: el
centro de la Península tiene baja presión, que tiende a ser rellenada por vientos del
mar, que son convergentes y húmedos. Las masas de aire que llegan a España son muy
lábiles por ser húmedas y más frescas que el suelo: se producen las tormentas de
verano. La elevada temperatura del centro de esta estación impide que llegue a haber
fenómenos de condensación, lo que explica el calor seco de ese régimen.
En ocasiones se nota el cambio de un régimen a otro,
hasta dentro de las veinticuatro horas en los días de verano: de día el régimen es
ciclónico, y de noche el rápido enfriamiento de las tierras da lugar al anticiclónico.
Este hecho ha sido comprobado personalmente por el que esto escribe en sus viajes aéreos
en globo. El viento por la noche era inverso del que reinaba de día. La
temperatura, al emprender el viaje a prima noche, era a 200 m. de altura, 8º y 10º
superior a la del suelo, la masa de aire adquiría rápidamente los caracteres de
anticiclón ibérico, propio del invierno.
La variedad de condiciones orográficas de España, su
gran desarrollo de costas y la acción de los dos mares, Atlántico y Mediterráneo, da
lugar a multitud de variantes locales. Así, en la reglón del Sudeste, el aire es tan
estable que los sondeos de aviación han registrado casi isotermia completa en una altura
de 1000 m., lo que da excelentes condiciones de vuelo « sin meneo », propias para
enseñanza de pilotos.
Además, dentro de todos los casos generales señalados,
habrá muchas modificaciones, según las circunstancias: un centro de depresión se acerca
o se aleja; es más o menos intenso; los fenómenos producidos, aun teniendo igual
carácter, varían de intensidad. Pero un análisis de la climatología dinámica de
España no cabe en los reducidos limites de una nota.
Lo dicho, unido a los conceptos expuestos por el autor,
será suficiente para poder aplicarlos al propio país.
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