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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.