Barry_Chorley_Atmósfera tiempo y clima

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Atmósfera, tiempo y clima 
Roger G.Barry -Richard J.Chorley 
4a edición 
 
Ediciones Omega, S. A. Barcelona 
 
La edición original de esta obra ha sido publicada en inglés por 
la editorial Methuen & Co, Ltd., de Londres, con el título 
 
índice de materias 
 
Agradecimientos I 
Sociedades científicas 2 
Directores 2 
Editores 3 
Organizaciones 5 
Científicos 6 
Prefacio 7 
Prefacio a la segunda edición 9 
Prefacio a la tercera edición 11 
Prefacio a la cuarta edición 12 
Introducción 13 
 
1 Composición y energía atmosférica 15 
A Composición de la atmósfera 15 
1 La atmósfera en general 15 
2 Variaciones con la altura 15 
3 Variaciones con la latitud y la estación 18 
4 Variaciones con el tiempo 20 
B Masa de la atmósfera 22 
1 Presión total 23 
2 Presión de vapor 24 
C Insolación 26 
1 Emisión solar 26 
 
 
2 Distancia del sol 28 
3 Altura del sol 30 
4 Duración del día 30 
D Insolación recibida en la superficie; sus efectos 32 
1 Intercambio de energía en el sistema tierra-atmósfera • 32 
2 Efecto de la atmósfera 33 
3 Efecto de la nubosidad 34 
4 Efecto de la latitud 36 
5 Efecto de la tierra y el mar 39 
6 Efecto de la elevación y la topografía 51 
E Radiación infrarroja de la tierra 53 
F Balance del calor de la tierra 55 
G Energía atmosférica y transporte horizontal de calor 58 
1 Transporte horizontal de calor 61 
2 Distribución de los componentes del balance de calor en el 
espacio 
65 
H Las capas atmosféricas 66 
1 Troposfera 67 
2 Estratosfera 69 
3 La atmósfera superior 70 
a Mesosfera 70 
b Termosfera 70 
c Exosfera y magnetosfera 71 
I Variación de la temperatura con la altura 72 
Resumen 75 
2 Humedad atmosférica 76 
A Evaporación 77 
B Humedad 85 
1 Contenido de humedad 85 
2 Transporte de humedad 91 
C Condensación 91 
D Cambios adiabáticos de temperatura 93 
 
E Estabilidad e inestabilidad del aire 98 
F Formación de nubes 101 
1. Núcleos de condensación 102 
2 Tipos de nubes 105 
G Formación de la precipitación 107 
1 Teoría de Bergeron-Findeisen 108 
2 Teorías de la colisión 111 
3 Otros tipos de precipitación 112 
H Tormentas 113 
■ 
1 Tipos y características de las precipitaciones 119 
1 Características de la precipitación 119 
a Intensidad de la lluvia 120 
b Extensión superficial de una borrasca 120 
c Frecuencia de las borrascas 122 
2 Tipos de precipitación 125 
a Precipitación de tipo convectivo 125 
b Precipitación de tipo ciclónico 126 
c Precipitación orográfica 126 
3 Variaciones regionales en el máximo de precipitación con la 
altura 
127 
4 Distribución mundial de la precipitación 132 
5 Sequía 133 
Resumen 135 
3 El movimiento atmosférico i 137 
A Leyes del movimiento horizontal 137 
1 La fuerza del gradiente de presión 138 
2 Fuerza desviadora de la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis) 138 
3 Viento geostrófico 141 
4 Aceleración centrípeta 142 
5 Fuerzas de rozamiento 144 
B Divergencia, movimiento vertical y vorticidad 145 
1 Divergencia 145 
2 Movimiento vertical 147 
3 Vorticidad 147 
 
C Vientos locales 148 
1 Vientos de montaña y de valle 150 
2 Vientos originados por barreras topográficas 151 
3 Brisas terrestres y marinas 154 
D Variación de la presión y de la velocidad del viento con la altura 156 
1 Variación vertical de los sistemas de presión 158 
2 Configuraciones medias del aire en las alturas 160 
3 Vientos superiores 163 
4 Presión en la superficie 168 
E Los cinturones globales de viento 172 
1 Los vientos alisios 172 
2 Los vientos ecuatoriales del oeste 174 
3 Los vientos del oeste (o de Ferrel) de las latitudes medias 174 
4 Los vientos polares del este 177 
F La circulación general 177 
1 Circulación en los planos horizontal y vertical 179 
2 Variaciones en la circulación del hemisferio norte 184 
3 La circulación de la superficie del océano 189 
Resumen 192 
4 Masas de aire, frentes y depresiones 194 
A Naturaleza de los manantiales de masas de aire 195 
1 Masas de aire frío 196 
2 Masas de aire cálido 200 
B Modificación de las masas de aire 205 
1 Mecanismos causantes de las modificaciones 205 
a Cambios termodinámicos 205 
b Cambios dinámicos 206 
2 Consecuencias de las modificaciones: masas .de aire secundarias 207 
a Aire frío 207 
b Aire cálido 208 
3 Edad de las masas de aire 210 
 
C Frontogénesis 210 
1 Ondas frontales 211 
2 La depresión de las ondas frontales 211 
D Características de los frentes 214 
.0 El frente cálido 214 
T> El frente frío 218 
3 Fase de oclusión 219 
4 Familias de frentes 220 
E Zonas de formación de ondas y frontogénesis 221 
F Interacción entre el aire de superficie y el aire superior y su 
relación con la formación de depresiones 
226 
G Depresiones no frontales 233 
1 Depresión de sotavento 233 
2 Baja térmica 233 
3 Depresiones de aire polar 234 
4 Bajas frías 234 
H Fenómenos mesoscálicos 235 
 
I Predicción del tiempo 242 
1 Predicción a corto plazo 242 
a Métodos sinópticos 242 
b Predicción numérica 244 
2 Predicción a largo plazo 245 
a Métodos estadísticos 245 
b Métodos de analogías 247 
Resumen 250 
5 Tiempo y clima en las latitudes medias 253 
A Europa . 253 
1 Vientos y presión 253 
2 Oceanidad y continentalidad 254 
3 Características de la circulación atmosférica en Gran Bretaña 
y del tiempo por ella ocasionado 
257 
4 Singularidades y estaciones naturales 262 
5 Anomalías sinópticas 266 
6 Influencia de la topografía 269 
 
B América del Norte 
1 Sistemas de presión 
2 Clima templado de la costa y la cordillera occidentales 
3 Interior y parte oriental de América del Norte 
a Influencias del continente y del océano 
b Períodos cálidos y fríos 
c Precipitación y balance de vapor de agua 
C Las regiones subpolares 
D Las regiones subtropicales 
1 El Mediterráneo 
2 Clima semiárido del sudoeste de Estados Unidos 
3 Interior y costa oriental de Estados Unidos 
Resumen 
272 
273 
279 
281 
284 
286 
288 
294 
297 
297 
305 
306 
308 
6 Tiempo y clima de los trópicos 
A Supuesta simplicidad del tiempo en los trópicos 
B La confluencia intertropical 
C Perturbaciones tropicales 
1 Perturbaciones de onda 
2 Ciclones 
a Huracanes 
b Otras depresiones tropicales 
3 Sistemas subsinópticos 
4 Sistemas mesoscálicos 
311 
311 
313 
317 
318 
324 
324 
331 
331 
333 
D El monzón de Asia 
1 Invierno 
2 Primavera3 Comienzos de verano 
4 Verano 
5 Otoño 
333 
337 
340 
342 
346 
352 
E Otras fuentes de variación de clima en los trópicos 
1 Variaciones diurnas 
2 Efecto de la topografía 
3 Corrientes oceánicas frías 
4 Perturbaciones en las células de altas presiones 
subtropicales continentales 
Resumen 
352 
353 
355 
356 
359 
361 
 
7 • Climas microscálicos 363 
A Balances energéticos de superficie 363 
B Superficies naturales sin vegetación 366 
C Superficies con vegetación 
1 Cosechas cortas 
2 Bosques 
a Modificación del intercambio de energía b 
Efecto sobre los vientos c Modificación de la 
humedad ambiental d Modificación del medio 
ambiente térmico 
370 
370 
373 
374 
376 
380 
384 
D") Superficies urbanas 
f) Modificación de la composición atmosférica 
a Aerosoles 
b Gases 
c Distribución de la polución 
2 Modificación del balance calorífico 
a ' Composición atmosférica 
b Superficies urbanas 
c Producción humana de calor 
d Islas de calor 
3 Modificación de las características de la superficie 
a Flujo de aire 
b Humedad Resumen 
386 
386 
387 
391 
393 
395 
396 
396 
397 
397 
401 
401 
402 
405 
8 Variabilidad, curso y fluctuaciones del clima 408 
A Datos climatológicos 
1 Valores medios 
2 Variabilidad 
3 Tendencias 
. 
408 
408 
410 
413 
i B El registro del clima 
1 Evidencia del cambio climático 
2 Condiciones postglaciales 
3 Los últimos 100 años 
413 413 
416 
;,416T-Í - 
* ■ * _ . . ■ ■ 
 
C Posibles causas de los cambios de clima 421 
1 Cambios a largo plazo 422 
2 Fluctuaciones a corto plazo 423 
Resumen 427 
Al Clasificación de los climas 450 
A Clasificaciones genéticas basadas en el crecimiento de las 
plantas o la vegetación 
450 
B Clasificaciones basadas en el balance del vapor 455 
C Clasificaciones genéticas 
D Clasificación del bienestar climático 457 
468 
A2 Nomogramas de altitud, presión, longitud y temperatura 471 
A3 Mapas sinópticos del tiempo 472 
A4 Unidades del sistema internacional (SI) 475 
Problemas 477 
Capítulo 1 477 
Capítulo 2 478 
Capítulo 3 479 
Capítulo 4 479 
Capítulo 5 480 
Capítulo 6 481 
Capítulo 7 481 
Capítulo 8 482 
Soluciones de los problemas 483 
índice geográfico 484 
índice alfabético general 489 
Agradecimientos 
El presente libro tuvo su origen en un manuscrito original de R. J. Chor-ley y 
A, J. Dunn y los autores desean hacer constar su agradecimiento por la 
importante contribución de A. J. Dunn al primer borrador del mismo. 
Los autores agradecen también al Dr. F. Kenneth Haré, del Birbeck 
College de Londres, ahora en la Universidad de Toronto, Ontario, la 
competente revisión que hizo del total del texto preliminar y las valiosas 
sugerencias que aportó para el perfeccionamiento del mismo; al Sr. Alan 
Johnson, del Barton Peveril School de Eastleigh, Hampshire, sus valiosos 
comentarios sobre los capítulos I-III, y al Dr. C. Desmond Walshaw, 
anteriormente del Cavendish Laboratory de Cambridge, y al Sr. R. H. A. 
Stewart, del Nautical College de Pangbourne, las vajiosas críticas y suge-
rencias que aportó en el estadio preliminar de la preparación del manuscrito. 
También quieren expresar su gratitud a los siguientes científicos por sus 
útiles comentarios con respecto a la cuarta edición: al Dr. Brian Knapp de la 
Leighton Park School de Reading; al Dr. L. F. Musk de la Universidad de 
Manchester; al Dr. A. H. Perry del University College de Swansea; al Dr. R. 
Reynolds de la Universidad de Reading; y al Dr. P. Smithson de la 
Universidad de Sheffield. Asimismo agradecer al Profesor R. A. McCance su 
diario interés en los problemas que aquí se tratan. Los autores aceptan la 
responsabilidad plena de cualquier error que pueda haber quedado en el texto. 
Los grabados se deben a los cartógrafos y fotógrafos de los Departa 
mentos Geográficos de las Universidades de Cambridge (Sr. R. Blackmore, 
Sr. R. Coe, Sr. I. Gulley, Srta. R. King, Sr. C. Lewis, Sra. P. Lucas, Srta. G. 
Seymour, Sr. A. Shelley y Sr. M. Young) y de Southampton (Sr. A. C. Clarke, 
Srta. B. Manning y Sr. R. Smith). 
 
Queremos dar también las más expresivas gracias a nuestras esposas por 
su constante estímulo y paciencia. 
Los autores quisieran agradecer también a las siguientes sociedades 
científicas, directores, editores, organizaciones y científicos el permiso otor-
gado para reproducir figuras, tablas y láminas. . 
Sociedades científicas 
American Geographical Society por la fig. 1.31 de Geographical Review. 
American Meteorological Society por la fig. 4.19 de Bulletin; por las figuras 
3.27 y 4.8 de Journal of Applied Meteorology; y por las figuras 4.2B y 
4.4B de Meteorological Monographs. 
American Planning Association por la fig. 7.26 de Journal. 
Association of American Geographers por la fig. 2.29 de Annals; y por la 
fig. 4.27 de Resource Paper 11. 
Geographical Association por la fig. 2.2 de Geography. 
Institute of British Geographers por las figs. 2.25, 2.26B, 7.19 y 7.27 de 
Transactions; y por la fig. 8.6 de Atlas of Drought in Britain, 1975-76 
por J. C. Doornkamp y K. J. Gregory (eds.). 
Institution of Civil Engineers por la %. 2.26A de Proceedings. 
National Geographic Society por la lámina de National Geographic Pie-ture 
Atlas of Our Fifty States. 
Royal Meteorological Society por las figs. 1.1, 2.16, 2.19, 4.10, 5.4, 5.5, 6.2 
y 6.21 de Quarterly Journal; por la fig. 8.3 de World Climate 8000-0 
BC; y por las figs. 1.13, 2.5, 4.25 y 7.20B, y las láminas 16, 17 y 21 de 
Weather. 
Royal Society of London por la fig. 4.22 y la lámina 10 de Proceedings, 
Section A. 
Directores 
Endeavour por la fig. 2.21. 
Erdkunde por las figs. Ap. 1 .IB y Ap. 1.2. 
Geographical Reports of Tokyo Metropolitan University por la fig. 6.23. 
Meteorological Magazine por las figs. 3.32 y 7.1 A. 
Meteorological Monographs por las figs. 4.2B y 4.4B. 
Meteorologische Rundschau por las figs. 5.22 y 7.8. 
New Scientist por las figs. 4.23 y 4.28. 
Progress in Physical Geography por las figs. 7.23 y 8.7. 
Review of Geophysical and Space Physics por la fig. 4.11. 
Science por las figs. 7.22C y 8.5. 
Tellus por las figs. 5.6, 5.7, 6.13 y 6.19. 
Transactions of the American Geophysical Union por la fig. 7.5. 
Zeitschrift für Geomorphologie por la fig. 7.4 de Supplement 21. 
Editores 
Academic Press, Nueva York, por la fig. 6.12 de Monsoon Meteorology por 
C. S. Ramage. 
Alien and Unwin, Londres por las figs. 1.16 y 1.18B de Oceanography for 
Meteorologists por H. V. Sverdmp. 
Cambridge University Press por la fig. 3.21 de World Weather and Climate 
por D. Riley y L. Spalton; por la fig. 6.26 de The Warm Desert 
Environment por A. Goudie y T. Wilkinson; y por la fig. 7.17 de The 
Tropical Rain Forest por P. W. Richards. 
Cleaver-Hume Press, Londres, por la fig. 3.13 de Realms of Water por 
Ph. H. Kuenen. 
The Controller, Her Majesty's Stationery Office (derechos de la Corona 
reservados) por la fig. 2.8 de Geophysical Memoir 102 para J. K. 
Bannon y L. P. Steele; por la fig. 1.17 de Meteorological Office 
Scien-tific Paper 6, m. o. 6S5 por F. E. Lumb; por la fig. 2.6 de Ministry of 
Agriculture Technical Bulletin 4 por R. T. PearI et al; por las figs. 3.32 y 
7.1A de Meteorological Magazine, por las figs. 4.9 y 4.12 de A Course 
in Elementary Meteorology por D. E. Pedgley; por la figura 4.13 de 
British Weather in Maps por J. A. Taylor y R. A. Yates (MacMillan, 
Londres); por la fig. 4.24 de Geophysical Memoir 106 por D. E. Pedgley; 
por las figs. 5.20 y 5.21 de Weather in the Mediterranean 1, 2.a ed. 
(1962); y por el tefigrama en que se basa la 2.10 de RAF Form 2810. 
J. M. Dent, Londres por la fig. 5.17 de Canadian Regions por D. F. Put-nam 
(ed.). 
Elsevier, Amsterdam, por la fig. 6.27 de Climates of Australia and New 
Zealand por T. Gentilli (ed.). 
Folia Geographica Dánica, Copenhague, por la fig. 8.4 por L. Lysgaard. 
Harvard University Press, Cambridge, Mass., por las figs. 1.18A, 1.22, 7.11, 
7.12B y 7.13A de TheClimate Near the Ground (2.1 ed.) por R. Geiger. 
Hutchinson, Londres por las figs. 7.20A y 7.24 de Climate of London por T. 
J. Chandler. 
fustus Perthes, Gotha, por la fig. 2.28 de Petermanns Geographische Mitte- 
ilungen, Jahrgang 95. 
Macmillan, Londres por la fig. 4.13 de British Weather in Maps por J. A. 
Taylor y R. A. Yates. 
McGraw-Hill Book Company, Nueva York, por la fig. 2.24 de Handbook 
 
of Meteorology por F. A. Berry, E. Bollay y N. R. Beers (eds.); por la 
figura 3.33 de Dynamical and Physical Meteorology por G. J. Haltiner y 
F. L. Martin; por las figs, 7.12A y 7.13B de Forest Influences por ]. 
Kittredge; por la fig. 2.9 de Introduction to Meteorology por S. 
Petterssen; por las figs. 2.9, 2.20 y 3.22 de Introduction to Meteorology 
por S. Petterssen; por las figs. 3.8 y 6.5 de Tropical Meteorology por H. 
Riehl; por las figs. 3.8 y 6.5 de The Earth's Problem Clima-tes por G. T. 
Trewartha, y por la fig. 1.30 de Handbook o} Geophy-sics and Space 
Environments por Shea L. Valley (ed.). 
Methuen, Londres, por las figs. 2.1, 3.29 y 3.31 de Models in Geography por 
R. J. Chorley y P. Haggett (ed.). 
North-Holland Publishing Company, Amsterdam, por la fig. 2.27 de 
Journal of Hydrology. 
Oliver and Boyd, Edimburgo, por la fig. 7.10 de Fundamentáis of Forest 
Biogeocoenology por V. Sukachev y N. Dylis. 
Pitman, Londres, por la fig. 3.16 de Tropical and Equatorial Meteorology 
por M. A. Garbel. 
Princeton University Press por las figs. 5.17 y 5.18 de The Moisture Balance 
por C. W. Thornthwaite y }. R. Mather; y por la fig. Ap. 1.5 de Design 
with Climate por V. Olgyay. 
D. Reidel, Dordrecht, Holanda, por la fig. 7.23 de Interactions of Energy 
and Climate por W. Bach, J. Pankrath y J. Williams (eds.). 
Scientific American Inc., Nueva York, por la fig. 1.2 por G, N. Plass; y por 
la fig. 1.25 por R..E. Newell. 
Springer-Verlag, Viena y Nueva York, por la fig. 1.32 de Meteorologis-che 
Rundschau; y por las figs. 2.23 y 3.9 de Archiv fiir Meteorologie, 
Geophysik und Bioklimatologie. 
Time-Life Inc., Amsterdam, por la lámina de The Grand Canyon por R. 
Wallace. 
University of California Press, Berkeley, por la fig. 6.7 y la lámina 26 de 
Cíoud Structure and Distributions over the Tropical Pacific Ocean por 
}. S. Malkus y H. Riehl. 
University of Chicago Press, por las figs. 1.6, 1.9, 1.22, 1.27, 2.4, 7.6, 7.7 y 
7.9 de Physical Climatology por W. D. Sellers. 
University of Wisconsin Press, Madison, por la fig. 6.23 de The Earth's 
Problem Climates por G. T. Trewartha. 
Van Nostrand Reinhold Company, Nueva York, por la fig. 6.25 de En-
ciclopedia of Atmospheric Sciences and Astrogeology por R. W. 
Fair-bridge (ed.). 
Walter De Gruyter, Berlín, por la fig. 5.1 de Allgemeine Klimageogra-phie 
por J. Blüthgen. 
Weidenfeld and Nicolson, Londres, por la fig. 4.18 de Climate and Wea-ther 
por H. Flohn. 
Westview Press, Boulder, Colorado, por la fig. 1.3 de Climate Change and 
Society por W. W. Kellogg y R. Schware. 
John Wiley, Nueva York, por la fig. 1.19A de Physical Geography (2.a ed.) 
por A. N. Strahler; por las figs. 8.2, Ap. 1.3, Ap. 1.4 y la tabla Ap. 1.1 de 
Physical Geography (3.a ed.) por A. N. Strahler; por las figuras 1.7E, 1.8 
y 2.18 de Introduction to Physical Geography por A. N. Strahler; por la 
fig. 1.10 de Meteorology, Theoretical and Applied por E. W. Hewson y 
R. \V. Longley; y por la fig. 7.IB de Weather and Climate Modification 
por W. N. Hess (ed.). 
Organizaciones 
Deutscher Wetterdienst, Zentralamt, Offenbach am Main, por la fig. 6.22. 
Environmental Science Services Administration (ESSA), por las láminas 
8, 14, 15, 17, 18 y 24. Geographical Branch, Dept. of Energy, Mines and 
Resources, Ottawa, 
por la fig. 5.9 de Geographical Bulletin. National Aeronautics and Space 
Administration (NASA), por las láminas 
3, 11, 19, 25, 27 y 31. Naval Weather Service Command, Washington 
DC, por las figs. 3.17 y 
3.24. New Zealand Meteorological Service, Wellington, Nueva Zelanda, 
por las 
figuras 6.20 y 6.24 de Proceedings of the Symposium on Tropical 
Meteorology por J. W. Hutchings (ed.). Press Association-Reuters Ltd., 
Londres, por la lámina 5. Quartermaster Research and Engineering 
Command, Natick, Mass., por 
la fig. 5.12 por J. N. Rayner. United Nations Food and Agriculture 
Organization, Roma por la figu- 
7.16B de Forest Influences. United States Department of Agriculture, 
Washington DC, por las figuras 7.15B y 7.16A de Climate and Man. United 
States National Air Pollution Administration, Washington DC, 
por las figs. 7.18 y 7.21 de Public Health Service Publication No. 
AP-63. United States Weather Bureau por las figs. 2.23, 3.10, 3.23, 3.34, 
3.35 
y 4.21, y la lámina 1 de Monthly Weather Review; y por la fig. 4.16 
de Research Paper 40. World Data Center — A for Glaciology, Boulder, 
Colorado por la lámina 20. 
 
World Meteorological Organizador! por la fig. 1.21 y las láminas 2, 12 y 13 
de Technica! Note 124. 
Científicos 
Dr. C. F. Armstrong y Dr. C. K. Stidd, del Desert Research Institute, 
Universidad de Nevada, por la fig. 2.27. 
Dr. August H. Auer Ir., de la Universidad de Wyoming, por la lámina 28. 
Mr. P. E. Baylis, de la Universidad de Dundee, y Dr. R. Reynolds, de la 
Universidad de Reading, por la lámina 30. 
Dr. R. P. Beckinsale, de la Universidad de Oxford, por las modificaciones a 
la fig. 4.7 sugeridas. 
Mr. R. Bumpas, del National Center for Atmospheric Research, Boukler, por 
la lámina 6. 
Dr. G. C. Evans, de la Universidad de Cambridge, por la fig. 7.17A. 
Dr. H. Flohn, de la Universidad de Bonn, por las figs. 3.26 y 6.11. 
Dr. S. Gregory, de la Universidad de Sheffield, por la fig. 6.10. 
Mr. Ernst Haas, por la lámina 4. 
Dr. S. L. Hastenrath, de la Universidad de Wisconsin, por las figs. 1.31 y 
2.27. 
Dr. L. H. Horn y Dr. R. A. Bryson, de la Universidad de Wisconsin, por 
la fig. 5.10. . 
Mr. E. Lantz, por la lámina 22. 
Dr. F. H. Ludlam, del Imperial College, Londres, por las láminas 16 y 21. 
Dr. Kiuo Maejima, Universidad Metropolitana de Tokyo, por la fig. 6.23. 
Dr. Brooks Martner, de la Universidad de Wyoming, por la lámina 9. 
Dr. T. R. Oke, por las figs. 3.12A y C, 7.IB, 7.2A y B, 7.5, 7.14, 7.18C y D, 
7.21, 7.22B y C, y 7.25. 
Mr. D. A. Richter, de Analysis and Forecast División, National Meteoro-
logical Center, Washington DC, por la fig. 4.21. 
Dr, R. S. Scorer, del Imperial College, Londres y Mrs. Robert F. Symons, 
por la lámina 7. 
Dr. B. A. Sheppard, del Imperial College, Londres, por la lámina 18. 
Dr. A. N. Strahler, de Santa Barbara, California, por las figs. 1.7E, 1.8, 
1.19A. 2.18, 8.2, Ap. 1.3 y Ap. 1.4; y por la tabla Ap. 1.1. 
Prefacio 
Los rápidos avances de los últimos diez o quince años en nuestro conoci-
miento de los procesos atmosféricos y de los climas del globo hacen esencial 
una revisión continua de los métodos de enseñanza y del contenido de los 
libros de texto. Por fin ha sido abandonado el concepto tradicional de la 
meteorología como simple estadística por la mayoría de los que se interesan 
en la investigación de los mecanismos básicos de la diferenciación climática, 
pero los estudios de climatología sinóptica y dinámica que se encuentran en 
los trabajos científicos no aparecen por lo general en libros de texto 
elementales. 
El propósito de los autores es contribuir a rellenar este hueco, espe-
cialmente para aquellos que estudian meteorología y climatología en cursos 
elementales de los Departamentos Geográficos de los Colleges o Uni-
versidades. Al mismo tiempo, los estudiantes de disciplinas relacionadas con 
la meteorología, como son la agricultura, la ecología y la hidrología, y todos 
aquellos que se interesen por la atmósfera y el tiempo encontrarán una 
introducción básica a ideas modernas en el presente libro. Algunos de los 
conceptos que se introducen están bastante por encima del alcance general de 
los cursos de los niveles mencionados, por lo que este libro puede servir 
también como base para un estudio másavanzado. La bibliografía 
proporciona la guía necesaria para una ampliación de conocimientos. No se 
pretende dar un resumen exhaustivo de los climas regionales, sino que, 
mediante el examen del tiempo y del clima de las latitudes medias del 
hemisferio norte y de los trópicos, en función de una serie diversa de temas, se 
espera proporcionar al lector los medios para apreciar suficientemente los 
controles climáticos a fin de que pueda aplicar él mismo estas ideas a 
cualquier otro lugar. 
Los tres primeros capítulos versan sobre la naturaleza de la atmósfera: su 
balance de energía y humedad y su movimiento. En el capítulo , 
 
cuarto se estudian las masas de aire y las procesos que conducen a la 
formación de depresiones frontales y de otras clases. En los capítulos si-
guientes se utilizan estos conceptos básicos y algunos otros que es necesario 
introducir, para examinar las características climáticas de las latitudes medias 
y de los trópicos. El libro concluye con una breve consideración acerca de las 
modificaciones que producen en el clima los medios urbanos y forestales y 
acerca de la variación inherente del clima con el tiempo. En el apéndice 1 se 
da como referencia un breve resumen de los principales esquemas de 
clasificación climática. Vale la pena insistir en que la distinción entre tiempo 
y clima es arbitraria. Las condiciones climáticas medias pueden ser 
especificadas para lugares y períodos de tiempo determinados, pero cada uno 
de los factores individuales que contribuyen al clima varían continuamente 
en el espacio y en el tiempo. Éste es el punto fundamental que ilustra el 
enfoque del presente libro: sólo puede entenderse el clima mediante el 
conocimiento del funcionamiento de la atmósfera. 
R. G. BARRY 
Departamento de Geografía 
de la Universidad 
de Southampton 
Prefacio a la segunda edición 
El caluroso recibimiento dispensado a la primera edición de este libro nos ha 
animado a preparar la segunda, tanto para seguir el ritmo del rápido 
desarrollo que actualmente experimentan la meteorología y la climatología 
como para cubrir algunos huecos que se apreciaban en la edición original. 
Se han incorporado a lo largo del texto diversas sugerencias para mejorar 
la presentación; las principales revisiones o adiciones afectan a los temas 
siguientes: el balance de energía de la tierra y el modelo espacial de los 
componentes del balance de calor; gradientes; efectos de la orografía sobre la 
precipitación; la circulación en la superficie del océano y los efectos 
climáticos a ella asociados; vorticidad, sistemas mesoscáli-dos en las 
latitudes medias; aspectos del clima de América del Norte, la región 
subártica, el Mediterráneo y Asia oriental; variabilidad de la precipitación y 
clasificación, de los climas. 
Se han incluido más de treinta figuras y varias láminas nuevas, acom-
pañadas de nuevas referencias. Al efectuar estos cambios hemos procurado 
evitar que el libro se convirtiese, por su propósito y contenido, en demasiado 
ampliado o avanzado para poder servir como texto de introducción. 
Esperamos que esta edición seguirá constituyendo, para todos sus lectores, 
una relación actual y de fácil comprensión de los fenómenos meteorológicos 
y climatológicos de la tierra. 
En el primer prefacio supusimos que los términos de climatología si-
nóptica y dinámica no requerían explicación. Sin embargo, puede ser útil 
recordar que la climatología dinámica trata esencialmente de los funda-
mentos físicos y dinámicos de los modelos de circulación atmosférica ba-
sados en generalizaciones de los datos meteorológicos, mientras que la 
climatología sinóptica interpreta los climas locales o regionales con relación 
a la circulación en gran escala. Aunque se introducen algunas ideas 
R. J. CHORLEY 
Departamento de Geografía 
de la Universidad 
de Cambridge 
 
básicas sobre climatología dinámica (particularmente en los capítulos 1, 3 y 
4), hacemos más hincapié en el segundo tema en las secciones del libro que 
estudian cada región en particular. 
R. G. BARRY Instituto 
de Investigación 
Ártica y Alpina 
Universidad de Colorado 
Boulder, Colorado 80302. U.S.A. 
R. ]. CHORLEY 
Sidney Sussex College 
Universidad de Cambridge 
Inglaterra 
Prefacio a la tercera edición 
En el capítulo 1 se ha incluido nuevo material sobre la composición y las 
variaciones atmosféricas con el tiempo, la recepción superficial de la ra-
diación solar y la radiación infrarroja procedente de la tierra. Se ha re-
formado la parte que trata del balance calorífico de la tierra. El capítulo 2 ha 
sido extensamente transformado y se ha incluido nuevo material acerca de 
los cambios adiabáticos de temperatura, y sobre la estabilidad e inestabilidad 
del aire. En el capítulo 3, ha sido modificada la sección que trata sobre los 
vientos debidos a las barreras topográficas y sobre las brisas terrestres y 
marinas, y se ha añadido material referente a la circulación en el hemisferio 
sur. Se ha transformado el capítulo 4, con la adición de nuevo material sobre 
las masas de aire y las zonas frontales en el hemisferio sur, la relación entre 
la estructura de las depresiones y la distribución espacial de la precipitación, 
y las predicciones a largo plazo. Los capítulos 5 y 6 contienen nuevo material 
sobre la primavera en el Mediterráneo, la confluencia intertropical, las 
perturbaciones tropicales y los sistemas subsinópticos en los trópicos. La 
parte del capítulo 7 relativa a los climas urbanos ha sido reformada y 
substancialmente reescrita, y se ha añadido el apéndice 3 con mapas 
sinópticos del tiempo. Se han incluido unas cuarenta figuras y láminas 
nuevas o revisadas, junto con referencias actualizadas y ejemplos de 
problemas. 
R. G. BARRY Instituto de 
Investigación Ártica y Alpina 
Universidad de Colorado 
Boulder, Colorado 80302. U.S.A. 
R. J. CHORLEY Sidney 
Sussex College 
Universidad de Cambridge 
Inglaterra 
 
Prefacio á la cuarta edición Introducción 
 
Los importantes cambios aplicados a la presente edición incluyen la nueva 
redacción sustancial de los capítulos 7 y 8; la actualización y estandarización 
de las unidades tanto en el texto como en muchas figuras modificadas; la 
edición de más de treinta nuevas figuras y láminas; y la adición y 
actualización de mucho material a lo largo del presente volumen. Estos 
cambios incluyen, en particular, material sobre la radiación solar en el 
capítulo. 1; mecanismos de las tormentas y la sequía en el capítulo 2; las 
características de los sistemas mesoscálicos de precipitaciones y la estructura 
de los tornados en el capítulo 4;. y las características climáticas de las 
perturbaciones que tienen lugar dentro de las células anticiclónicas 
subtropicales continentales en el capítulo 6. En el capítulo 7 se han revisado y 
ampliado los tratamientos de las superficies con vegetación, los climas 
urbanos, la polución y la producción humana de calor; y el capítulo 8 se ha 
vuelto a redactar para incluir en él nuevo material sobre la naturaleza y causas 
de los cambios climáticos. Se han añadido resúmenes al final de los capítulos. 
R. G. BARRY 
Instituto Cooperativo para 
la Investigación de las 
Ciencias Ambientales y 
Departamento de Geografía 
de ¡a Universidad de Colorado 
Boulder, Colorado 80502. U.S.A. 
La finalidad del presente libro es proporcionar una visión no técnica de cómo 
actúa la atmósfera, desarrollando de este modo la comprensión de los 
fenómenos meteorológicos y de los climas globales. La atmósfera, que es 
vital para la vida terrestre, es una envoltura somera, que equivale en espesor a 
menos del 1 % del radio terrestre. La mayoría de los fenómenos 
meteorológicos se forman y desvanecen en los 10 km inferiores. Se cree que 
la atmósfera terrestre ha evolucionado hasta su forma y composición presente 
hace como mínimo 400 millones de años, cuando se desarrolló sobre la tierra 
una extensa cubierta vegetal. Su presencia proporciona un escudo 
indispensable' contra la nociva radiación solar,y los gases contenidos en ella 
mantienen la biosfera animal y vegetal de la que depende la vida humana. 
Sobre la mayor parte del globo, el estado de la atmósfera está muy lejos 
de ser constante, en respuesta a procesos meteorológicos variables. Los 
extremos del tiempo —temporales, ventiscas, tornados, riadas— afectan 
drásticamente las actividades humanas y frecuentemente tienen como 
resultado la pérdida de vidas humanas, aunque se hayan anunciado con 
anticipación. Así, al pretender entender los fenómenos atmosféricos, po-
demos esperar que se puedan, predecir sus variaciones bruscas y en algunos 
casos controlarlas o modificarlas de forma beneficiosa. Este amplio propósito 
constituye el campo de las ciencias atmosféricas. La meteorología trata 
específicamente de la parte física de los procesos del tiempo. Los sistemas 
meteorológicos —que producen la gama de estadios instantáneos de la 
atmósfera— difieren en tamaño y duración (lám. 1). Comúnmente se admiten 
cuatro escalas: los sistemas mesoscálicos, tales como las tormentas, que se 
extienden horizontalmente unos 10 km, con una duración de unas pocas 
horas; los sistemas a escala sinóptica, como los 
R. J. CHORLEY Sidney Sussex 
College Universidad de 
Cambridge Inglaterra 
 
ciclones de las latitudes medias y las tormentas tropicales, que tienen un 
diámetro de unos pocos miles de kilómetros y una vida de unos- 5 días; las 
ondas a escala planetaria en la circulación atmosférica, de una extensión de 
unos 5000 a 10 000 km y que generalmente persisten durante varias semanas; 
y además, los remolinos a pequeña escala cerca de la superficie terrestre y los 
procesos que tienen lugar dentro de la cubierta vegetal son el objetivo de la 
micrometeorología. 
El clima comprende las más amplias escalas de tiempo que operan en la 
atmósfera. A veces se contempla vagamente como «tiempo promedio», pero 
tiene más sentido definir el clima como el estadio a largo plazo de la 
atmósfera que comprende el efecto agregado de los fenómenos me-
teorológicos tanto los valores medios como los extremos. También es co-
rriente distinguir los macroclimas regionales y globales, por un lado, de los 
climas locales o topográficos relacionados con la configuración del terreno 
(valles, laderas de las colinas), por el otro. 
La estructura de este libro representa este punto de vista. En primer lugar 
nos ocuparemos de la composición y estructura de la atmósfera y de su papel 
en el intercambio global de energía, el balance de humedad y los sistemas de 
vientos. Luego se discuten el clima y el tiempo en las latitudes bajas y medias, 
y finalmente, los climas a pequeña escala y el cambio climático. La clave de 
los procesos atmosféricos es la energía radiante procedente del sol que 
reciben la tierra y su atmósfera. Para poder estudiar la recepción de esta 
energía debemos empezar por considerar la naturaleza de la atmósfera, su 
composición y sus propiedades básicas. 
1 
Composición y energía 
atmosférica 
A. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA 
1. La atmósfera en general 
El aire no es un compuesto químico, sino una mezcla mecánica de gases. La 
tabla 1.1 ilustra la composición media del aire seco y muestra que cuatro 
gases, nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono, constituyen el 99,98 
% de su volumen. Además, las observaciones mediante cohetes espaciales 
dan como resultado que estos gases se encuentran en una mezcla de 
proporciones notablemente constantes hasta unos 80 km. 
Además de estos gases, el vapor de agua, que es mucho más variable en 
cuanto a su presencia en el espacio y en el tiempo, es un constituyente 
atmosférico vital. Este tema se discutirá más ampliamente más adelante. En 
la atmósfera también existen cantidades significativas de aerosoles, que son 
partículas suspendidas de sales marinas, polvo (particularmente silicatos), 
materia orgánica y humo. Provienen tanto de fuentes naturales como de las 
actividades humanas. 
Una vez descritas las generalidades anteriores sobre la atmósfera, es 
necesario precisarlas, estudiando las variaciones que tienen lugar en su 
composición con la altura, la latitud y el tiempo. 
2. Variaciones con la altura 
Podría suponerse que los gases más ligeros (hidrógeno y helio especial-
mente) abundan cada vez más hacia la parte superior de la atmósfera, pero 
 
 
TABLA 1.1 
Composición media de la atm<5síera seca por debajo de los 25 km 
 
 Volumen % 
Componente Símbolo {aire seco) Peso molecular 
Nitrógeno N2 78,08 28,02 
Oxígeno 02 20,94 32,00 
Argón
1 Ar 0,93 39,88 
Dióxido de carbono CO2 0,03 
(muy variable) 
44,00 
Neón
2 Ne 0,0018 20,18 
Helio
2 He 0,0005 4,00 
Ozono
1 O2 0,00006 48,00 
Hidrógeno H 0,00005 2,02 
Criptón
2 Kr Indicios 
Xenón
2 Xe Indicios 
Metano Me Indicios 
Productos de desintegración del potasio y del uranio. 
1Recombinación de oxígeno. 
2Gases inertes. 
la mezcla turbulenta en gran escala evita que se produzca esta separación por 
difusión, incluso a alturas de varias decenas de kilómetros por encima de la 
superficie. Las variaciones con la altura que se observan están relacionadas 
con la localización de las fuentes de los dos gases no permanentes más 
importantes: el vapor de agua y el ozono. Puesto que ambos absorben parte de 
la radiación solar y terrestre, el balance de calor y la distribución vertical de 
temperatura .de la atmósfera se ven considerablemente afectados por la 
distribución de estos dos gases (véase capítulo 1, D.2 y 1, H). 
El vapor de agua constituye hasta el 4% en volumen de la atmósfera (el 3 
% en peso, aproximadamente) cerca del suelo, pero está casi totalmente 
ausente de ella por encima de los 10 o 12km. Pasa a la atmósfera por la 
evaporación de las agua superficiales por la transpiración de las plantas, y la 
turbulencia atmosférica lo transporta hasta la parte superior de la misma. La 
turbulencia es más efectiva por debajo de los 10 km aproximadamente (véase 
capítulo 1, H.1) y, puesto que la densidad máxima posible de vapor de agua 
en el aire frío es siempre muy baja (véase cap. 1, B.2), existe poco vapor de 
agua en las capas superiores de la atmósfera. 
El ozono (O3) se encuentra concentrado principalmente entre los 15 y los 
35 km. Las capas superiores de la atmósfera reciben la radiación 
Fig. 1.1 
Variación mensual de la cantidad total de ozono presente en la atmósfera con la 
latitud () en el hemisferio norte. Las unidades empleadas son 10-3 cm de ozono (en 
condiciones normales de presión y temperatura) (de Godson, 1960). 
Ultravioleta del sol y, ésta origina la rotura de las moléculas de oxígeno en la 
capa que está situada entre los 80 y los 100 km aproximadamente (es decir, 
O2 = O + O). Estos átomos separados (O + O) pueden combinarse entonces 
individualmente con otras moléculas de oxígeno, dando lugar al ozono. 
O2 + O + M = O3 +M 
donde M representa la capacidad de movimiento y la energía necesarias que 
son proporcionados por el choque con un tercer átomo o molécula. Estos 
choques de tres cuerpos son raros entre 80 y 100 km a causa de la bajísima 
densidad de la atmósfera, mientras que por debajo de los 35 km 
aproximadamente la mayor parte de la radiación ultravioleta incidente ha 
sido absorbida en los niveles superiores. Por lo tanto, el ozono se forma 
principalmente entre los 30 y los 60 km, donde son más probables. Los 
choques entre O y O2. El propio ozono es inestable y puede ser destruido, 
tanto por choques con oxígeno monoatómico, en cuyo caso vuelve 
 
 
http://la.jcjn.tj.dad/
http://p_robabi.es/
 
 
 
a formarse oxígeno (es decir, O3 + O = O2 + O2), como por la acción que 
la radiación ejerce sobre él. 
La transformación constante del oxígeno en ozono y del ozono en 
oxígeno por procesos fotoquímicos mantiene un equilibrio aproximado 
por encima de unos 40 km, pero la proporción de mezcla del ozono es 
máxima a unos 35 km, mientras que la densidad máxima de ozono se 
encuentra mucho más abajo, entre los 20 y los 25 km.1 Esto es el 
resultado de algún mecanismode circulación que transporta ozono hacia 
abajo, a niveles en que su destrucción es menos probable, permitiendo 
así una acumulación del gas. Aun así, es necesario darse cuenta de que, a 
pesar de la importancia de la capa de ozono, si la atmósfera se 
comprimiese hasta las condiciones normales (presión y temperatura 
normales al nivel del mar), el ozono contribuiría sólo en unos 3 mm al 
espesor total de 8-km de la atmósfera (fig. 1.1). 
Los aerosoles penetran en la atmósfera por medio de la polución 
causada, por el hombre y por las prácticas agrícolas, así como a través.de 
los incendios forestales, la espuma marina, la actividad volcánica y el 
polvo levantado por el viento. Las partículas de mayor tamaño bajan 
rápidamente hasta la superficie o son lavadas por la lluvia a los pocos 
días, pero las finas partículas procedentes de las erupciones volcánicas 
pueden residir en la estratosfera por encima del nivel de los procesos 
meteorológicos durante de 1 a 3 años. 
3. Variaciones con la latitud y la estación 
Las variaciones de la composición atmosférica con la latitud y la estación 
son particularmente importantes por lo que respecta al vapor de agua y al 
ozono. 
El contenido de ozono es bajo en el ecuador y alto en latitudes 
situadas por encima de los 50°N, especialmente en primavera (figura 
1.1). Si la distribución de ozono fuese debida solamente a procesos 
fotoquímicos, el máximo tendría lugar en junio, en las cercanías del 
ecuador, mientras que la anomalía que se observa en la figura 1.1 tiene 
que ser el resultado de un transporte de ozono hacia el polo. 
Aparentemente, el movimiento tiene lugar desde las capas altas (30-40 
km) de las latitudes bajas hasta las capas bajas (20-25 km) de las latitudes 
más altas durante los meses de invierno. Allí se almacena el ozono 
durante la «noche polar», dando lugar, hacia el comienzo de la 
primavera, a una capa rica en ozono Aún no se conoce con certeza cuál es 
el tipo de circulación que produce este 
 
 
1 Proporción de mezcla = masa de ozono por unidad de masa de aire seco. Densidad = masa 
por unidad de volumen. 
 
 
transporte, aunque no parece tratarse de una circulación simple y directa. En el 
hemisferio sur existe una distribución, semejante a la de la figura 1.1, excepto 
que desde 55°S hasta el polo el máximo se produce más tarde y es menos 
pronunciado que en el hemisferio norte. 
El contenido de vapor de agua de la atmósfera está estrechamente 
relacionado con la temperatura del aire (véase caps. 1, B.2, 2, A y B) y es, por 
lo tanto, máximo en verano y en las latitudes bajas Existen, sin embargo, 
excepciones evidentes a esta regla de carácter general, como son, por ejemplo, 
las zonas desérticas situadas en los trópicos. 
El contenido de dióxido de carbono del aire (unas 335 partes por millón, 
por término medio) presenta una gran variación estacional en altas latitudes del 
hemisferio norte. A 50°N dicha concentración oscila entre 335 p.p.m. a finales 
de verano y 338 p.p.m. en primavera. Los valores bajos observados durante el 
verano están relacionados con la asimilación de CO2 por los mares fríos de la 
región polar A lo largo de todo el año tiene lugar un pequeño transporte neto de 
CO2 desde las latitudes bajas a las altas, manteniéndose así constante su 
contenido en el aire. 
4. Variaciones con el tiempo 
Las cantidades de dióxido de carbono y de ozono que contiene la atmósfera 
pueden variar en el transcurso de un período largo de tiempo; estos cambios 
tienen especial importancia a causa de su posible efecto sobre el balance de 
radiación. 
El dióxido de carbono (CO2) penetra en la atmósfera principalmente por la 
acción de los organismos vivos de la tierra y el océano. La descomposición de 
elementos orgánicos del suelo y la quema de combustibles fósiles son fuentes 
secundarias adicionales (fig. 1.2). Es evidente que, si esta producción no 
estuviese compensada de algún modo, la cantidad total de dióxido de carbono 
existente en la atmósfera aumentaría de una manera continua. Se mantiene un 
equilibrio dinámico a causa principalmente de la fotosíntesis, que elimina 
aproximadamente el 3 % de la producción anual total de dióxido de carbono en 
el mundo. En los océanos, el dióxido de carbono se emplea en último término 
en la producción de carbonato cálcico, destinado en parte a formar las conchas 
y esqueletos de los animales marinos. En los continentes, la materia muerta se 
convierte en humus, que puede transformarse posteriormente en combustible 
fósil. Estas transferencias dentro de los océanos y la litosfera se dan e escalas de 
tiempo muy largas, comparadas con los intercambios atmosféricos. Tal como 
indica la figura 1.2, los intercambios entre la atmósfera y los otros depósitos 
están prácticamente equilibrados. 
 
FIG. 1.3 
Observación del aumento de CO, atmosférico en Mauna Loa, Hawái (1957-1975) 
estimas de 1860-1960 basadas en mediciones tempranas y tendencias proyectadas hacia 
el siglo XXI (según Keeling, Callendar, Machía, Broecker y otros), (a) y (b) indican los 
distintos escenarios de uso global de combustibles fósiles (de Kellogg y Schware, 1981). 
Sin embargo, este equilibrio no es absoluto, ya que se estima que, entre 1870 
y 1980, la cantidad total de dióxido de carbono en la atmósfera aumentó en un 
15 % (de 290 a 335 p.p.m.) a causa, según se cree de la creciente utilización de 
combustibles fósiles. El uso actual de combustibles fósiles debiera haber 
producido un incremento de aproximadamente un 30 %, pero aparentemente el 
exceso es absorbido por la biosfera terrestre y los océanos. 
El dióxido de carbono tiene un impacto significativo sobre la temperatura 
global por la absorción y reemisión de radiación de la tierra y la atmósfera 
(véase fig. 1.6 y cap. 1, E). Los cálculos sugieren que el incremento de 370 
p.p.m. que se esperan para el año 2000 podría aumentar la temperatura media 
del aire cerca de la superficie en 5,5 °C en comparación con los años sesenta (en 
ausencia de otros factores). 
Los cambios en la concentración de partículas con el tiempo pueden ser 
irregulares como en el caso de la producción de polvo volcánico, o pueden ser 
progresivos como en el caso de las partículas producidas por el hombre. En el 
momento presente, la contribución del hombre (particularmente los sulfatos y 
las partículas del suelo) es aproximadamente el
 
 
30 % del total, y esta cifra podría duplicarse en el año 2000. El efecto general 
sobre la atmósfera inferior hoy se cree que puede ser de calentamiento, 
mientras que el polvo volcánico tiene el efecto contrario. 
Las variaciones de ozono pueden ser causadas por variaciones en la 
emisión de las radiaciones ultravioleta solares. Se ha propuesto que este podría 
ser el mecanismo para el cambio climático (véase cap. 8, C), dado que el ozono 
absorbe la radiación solar y terrestre pero en el momento presente esta 
hipótesis es muy especulativa. 
B. MASA DE LA ATMÓSFERA 
Es necesario examinar ahora algunas de las leyes mecánicas a que obedecen 
los gases atmosféricos. Los factores principales que gobiernan los cambios de 
presión vienen dados por dos sencillas leyes. La primera de ellas, la ley de 
Boyle, nos dice que, a temperatura constante, el volumen (V) de una masa de 
gas varía en proporción inversa a su presión (P), es decir: 
 
 
 
 
donde K1 es una constante; la segunda, la ley de Charles, dice que, a presión 
constante, el volumen es directamente proporcional a la temperatura absoluta 
(T, medida en °K)2, es decir: 
V = K2T 
Estas leyes implican que las tres variables —presión, temperatura y volu-
men, son completamente independientes, por lo que cualquier cambio de una 
de ellas hará que se produzca un cambio que compense al primero en una o 
en las dos restantes. Las leyes de los gases pueden combinarse para dar la 
siguiente relación: 
PV = RmT 
donde m = masa de aire 
R = una constante de los gases para el aire seco.Si m y T se mantienen fijas, 
obtenemos la ley de Boyle; si m y P se mantienen fijas, obtenemos la ley de 
Charles. Puesto que es más conveniente 
 
FIG. 1.4 
Porcentaje de la masa iota! de la atmósfera que se encuentra situada por debajo de los 
80 km de altura. Esto ilustra el carácter superficial de la atmósfera terrestre. 
usar la densidad, p (== masa/volumen) que el volumen al estudiar la at-
mósfera, podemos volver a escribir la ecuación en la forma conocida como 
de estado de los gases. 
P = RT 
1. Presión total 
El aire es muy compresible, de forma que sus capas inferiores son mucho 
más densas que las superiores) El cincuenta por ciento de la masa total de aire 
se encuentra por debajo de los 5 km (fig. 4.1) y la densidad promedio decrece 
desde unos 1,2 kg/m3 en la superficie hasta 0,7 kg/m3 a 5000 m cerca del 
límite extremo de la zona habitada por los humanos. 
La presión se define como fuerza por unidad de superficie. Las unidades 
utilizadas por los meteorólogos reciben el nombre de milibares (mb); un 
milibar es igual a la fuerza que ejercen 100 newtons sobre un metro cuadrado. 
2El aparato utilizado para medir la presión es el barómetro de mercurio, que, 
en realidad, mide el peso de la columna de mercu- 
 
2 Véase Apéndice 4. 
 
rio que La atmósfera puede equilibrar en un tubo de vidrio colocado 
verticalmente. La parle superior del tubo está cerrada y tiene un espacio 
vacío, y la parte inferior, que está abierta, se sumerge en una cubeta de 
mercurio. A causa de la presión que ejerce sobre la superficie del mercurio de 
la cubeta, la atmósfera es capaz de mantener en el tubo una columna de 
mercurio, de aproximadamente 760 mm de altura (unos 1013 mb). Sin 
embargo, con el fin de poder comparar la presión en diversos puntos 
geográficos, es necesario considerar todavía otro factor. Debe efectuarse una 
corrección de las lecturas barométricas, a causa de las variaciones de presión 
originadas por las diferencias de gravedad que, al nivel del mar, varía desde 
9,78 m/s2 en el ecuador, hasta 9,83/s2 en los polos. Las lecturas de presión se 
reducen al valor patrón de 9,81 m/s2 para 45° de latitud. Las lecturas del 
barómetro de mercurio deben también ser corregidas, a causa de la dilatación 
térmica del mercurio. La temperatura que se adopta como tipo es 0°C. 
La presión atmosférica, dado que depende del peso de la atmósfera que 
existe por encima de un nivel dado, disminuye logarítmicamente con la 
altura. Esta relación queda expresada mediante la ecuación hidrostática: 
 
 
  
es decir, la tasa de cambio de presión (p) con la altura (z) depende de la 
gravedad (g) multiplicada por la densidad del aire (). Cerca de la superficie 
el decrecimiento de la presión con la altura es aproximadamente de un 
milibar por cada 10 m. Sin embargo, a medida que aumenta la altura, dicho 
decrecimiento se hace más lento como consecuencia de la disminución de la 
densidad del aire. La temperatura del aire puede afectar al descenso de 
presión, que es mayor en el aire frío y denso (véase cap. 3, C.1). No obstante, 
la relación entre la presión y la altura es tan importante que los meteorólogos 
expresan frecuentemente las alturas en milibares: 1000 mb representan el 
nivel del mar, 500 mb unos 5500 m y 300 mb unos 9000 m. En el apéndice II 
se da un ábaco de conversión para una atmósfera ideal («atmósfera tipo»). La 
presión media a nivel del mar es de 1013,25 mb (equivalente a unos 1,03 
kg/cm2). Por término medio, el nitrógeno contribuye con unos 760 mb, el 
oxígeno con unos 240 mb y el vapor de agua con unos 10 mb. En otras 
palabras, cada gas ejerce una presión parcial independientemente de los 
otros. 
2. Presión de vapor 
A una temperatura dada, existe un límite para la densidad del vapor de agua 
en el aire y, en consecuencia, existe también un límite superior para 
 
FIG. 1.5 
Representación semilogarítmica de la presión de vapor de saturación en función de la 
temperatura (es decir, curva del punto de rocío). Por debajo de 0°C la presión de 
vapor de saturación atmosférica es menor con respecto a una superficie de hielo que 
con respecto a una gota de agua. Por consiguiente, la condensación puede tener 
lugar sobre un cristal de hielo con una humedad de aire inferior a la que sería nece-
saria para la formación de gotas de agua. 
la presión de vapor. Este límite recibe el nombre de «presión de vapor 
saturante». (eᵟ ) y la figura 1.5 ilustra su aumento con la temperatura, hasta 
alcanzar un máximo de 1013 mb (una atmósfera) en el punto de ebullición. Al 
intentar introducir más vapor de agua en el aire cuando la presión de vapor 
corresponde a la saturación, se produce la condensación de una cantidad 
equivalente de vapor. La figura 1.5 indica que, mientras la presión de vapor 
saturante tiene un valor único a cualquier temperatura por encima del punto de 
fusión del hielo, la presión de vapor saturante por debajo de 0°C, sobre una 
superficie de hielo, es más baja sobre una superficie de agua subenfriada. En 
el capítulo 2, G.1 se tratará de la importancia de este hecho. 
La presión de vapor (e) varía con la latitud y la estación del año, desde 
unos 0,2 mb sobre el norte de Siberia en enero hasta más de 30 mb en los 
trópicos en julio, pero esto no aparece reflejado en la distribución de la 
presión total en superficie: la presión disminuye en la superficie cuando parte 
del aire de las capas superiores es desplazado horizontalmente, y de hecho el 
aire en las zonas de grandes presiones está generalmente seco debido a 
factores dinámicos, particularmente a causa del movimiento vertical del aire 
(véase capítulo 3, C.5), mientras que en las zonas de bajas presiones está 
generalmente húmedo. 
 
C. INSOLACIÓN 
La fuente primordial; de la energía que recibe nuestra atmósfera es el sol cual radia 
continuamente parte de su masa al espacio en forma de energía electromagnética y de 
partículas animadas de gran velocidad. Esta emisión constante, llamada «insolación», 
es importante, ya que a la larga representa prácticamente la totalidad de la energía 
de que dispone la tierra (con la excepción de una pequeña cantidad que proviene de 
la desintegración radiactiva de los minerales terrestres). La cantidad de insolación 
que recibe la tierra, suponiendo de momento que la atmósfera no produjese 
interferencia alguna, se ve afectada por cuatro factores: la emisión solar, la 
distancia sol-tierra, la altitud del sol y la longitud del día. 
1. Emisión solar 
El sol se comporta virtualmente como un cuerpo negro, lo que significa que 
absorbe toda la energía que recibe y asimismo irradia energía a la máxima tasa 
posible para una temperatura dada. Esta tasa (F) es directamente proporcional a la 
cuarta potencia de la temperatura absoluta del cuerpo: 
F = σT4 (ley de Stefan) 
donde σ = 5.67 X 10-18 W/m2 K4 (la constante de Stefan-Boltzmann).3 
Así, la emisión solar total al espacio, asumiendo una temperatura solar de 
6000° K, es de 73,5 X 106 W m2. Sólo el 0,0005 % de ésta es interceptada por la 
tierra, dado que la energía recibida es inversamente proporcional al cuadrado de la 
distancia al sol (150 millones de km). 
La energía recibida en la parte superior de la atmósfera sobre una superficie 
perpendicular al rayo de sol para una distancia solar media se denomina constante 
solar4 Las más recientes mediciones realizadas por un satélite indican un valor de 
unos 1360 W/m2, o 1,95 cal/cm2 min. La figura 1.6 muestra las longitudes de onda 
de la radiación solar de onda corta) y de onda larga (infrarroja) emitida por la tierra 
y la atmósfera. Para la radiación solar, aproximadamente un 9 % es radiación 
ultravioleta, un 45 % luz visible y un 46 % radiación infrarroja. La figura 
 
 
3 Las unidades del Sistema Métrico Decimal (W = joule × s-1) se dan en el Apéndice 4. Actualmente 
los datos en muchas referencias todavía se dan en calorías;una caloría es el calor requerido para elevar 
la temperatura de 1 g de agua de 14,5°C a 15,5°C. En Estados Unidos, otra unidad de uso común es el 
Langley (ly) (ly min
-1
 = 1 cal cm
-2
 min
-1
). 
4 Ésta puede calcularse mediante (emisión solar × 4 πR2) (0,25 πO2), donde el radio del sol, Rs = 7 x 
105 km, y la distancia solar, D = 1,5 X 108 km. Una esfera de radio r tiene una superficie de 4 π r 2. 
Fig. 1.6 
Representación logarítmica de la distribución espectral de la radiación solar y terrestre, junto 
con las principales bandas atmosféricas de absorción. Las áreas cuadriculadas del espectro 
infrarrojo indican las «ventanas atmosféricas» por donde la radiación escapa al espacio. La 
radiación del cuerpo negro a 6000°K es la proporción del flujo de energía incidente en la parte 
superior de la atmósfera. En el recuadro aparecen representadas las mismas curvas para la 
radiación incidente y reflejada, con la longitud de onda expresada aritméticamente 
(principalmente según Sellers, 1965). 
 
 
ilustra la atmósfera del cuerpo negro de unos 250°K (— 23°C). Mientras que la 
mayor parte de los sólidos y líquidos se comportan como cuerpos negros, no 
sucede lo mismo con los gases, y la fig. 1.6 muestra las bandas de absorción de 
la atmósfera causantes de que su emisión sea mucho menor que la de un cuerpo 
negro equivalente. La longitud de onda de máxima emisión (λmax) varía 
inversamente con la temperatura absoluta del cuerpo emisor: 
 
 
 
 
Así la radiación solar es muy intensa y principalmente de onda corta entre 
aproximadamente 0,2 y 4,0 µm, con un máximo (por unidad de longitud de 
onda) en 0,5 µm, mientras que la radiación terrestre, mucho más débil, tiene su 
máximo de intensidad a unos 10 µm y un orden de unos 4 a 100 µm (1µm = 1 
micrómetro = 10 
-6
 m). 
Se ha sugerido que la constante solar sufre pequeñas variaciones periódicas 
 1 %, quizás relacionadas con la actividad de las manchas solares, pero dado 
que las determinaciones de la constante solar están sujetas a errores de similar 
magnitud, se duda de la realidad de bichas fluctuaciones. Las manchas solares 
son áreas oscuras (es decir, más frías) visibles en la superficie del sol. Su 
número y posición cambian regularmente según un ciclo (de unos 11años). Las 
variaciones tienen lugar dentro de la banda ultravioleta del espectro, y puede 
emitirse más de veinte veces más radiación ultravioleta a ciertas longitudes de 
onda durante un máximo de una mancha solar que durante un mínimo. Sin 
embargo, aún no se ha demostrado que exista ninguna relación clara entre el 
ciclo de 11 años de las manchas solares y las variaciones de tiempo a pesar de 
los esfuerzos realizados para descubrirla. Adargo plazo, suponiendo que la 
tierra se comporta como un cuerpo negro, una diferencia continua del 2 % en la 
constante solar podría alterar hasta 1,2°C la temperatura media efectiva de la 
superficie terrestre y un cambio del 10% podría alterar hasta 6°C esta 
temperatura. La disminución que experimenta la temperatura junto al suelo en 
un día de sol, cuando una nube intercepta temporalmente la radiación solar 
directa, ilustra nuestra dependencia de la energía radiada por el sol. 
2. Distancia del sol 
La distancia anualmente cambiante entre la tierra y el sol produce variaciones 
estacionales en la cantidad de energía solar recibida. A causa de la excentricidad 
de la órbita que la tierra describe alrededor del sol, la 
FIG. 1.7 
Los efectos astronómicos (orbitales) sobre la radiación solar que alcanza la tierra y 
sus escalas temporales. A) Excentricidad (período de ~95000 años; B) Inclinación axial 
(41000 años); C) Bamboleo de la órbita axial (21000 años); que causa una desviación 
en la contabilización del perihelio (D). E ilustra la geometría de las estaciones 
actuales (E según Strahler, 1965). 
energía recibida por una superficie perpendicular a los rayos en el perihelio de 
3 de enero es superior en un 7 % a la que se recibe en el afelio de 4 de julio 
(fig. 1.7). En teoría (es decir, sin tener en cuenta la interposición de la 
atmósfera y la diferencia en el grado de conductividad entre las grandes masas 
de tierra y las masas de los mares) a causa de esta diferencia, la temperatura 
global efectiva junto a la superficie terrestre tendría que ser en enero 4°C más 
elevada que en julio. Los inviernos del 
 
 
 
Hemisferio norte habrían de ser también más cálidos que los del hemisferio sur y 
los veranos del hemisferio sur más cálidos que los del hemisferio norte. En la 
práctica, la circulación de calor en la atmósfera y los efectos de la continentalidad 
enmascaran sustancialmente esta tendencia global, y el contraste estacional 
observado entre ambos hemisferios es el inverso del descrito. Además, el 
semestre veraniego septentrional (21 de marzo - 22 de septiembre) es 5 días más 
largo que el verano del hemisferio sur (22 de septiembre - 21 de marzo). Esta 
diferencia cambia lentamente; hace unos 10000 años el afelio tenía lugar en el 
invierno del hemisferio norte, y los veranos septentrionales recibían un 3-4 % 
más de radiación que hoy en día. Dentro de 10000 años se presentará la misma 
situación (véase fig. 1.7). 
La figura 1.8 ilustra gráficamente las variaciones estacionales de recepción 
de energía con la latitud. Las cantidades reales de radiación recibidas sobre una 
superficie horizontal exterior a la atmósfera se dan en la tabla 1.2. La intensidad 
sobre una superficie horizontal (Ih) se determina de 
Ih = Io sen d, 
donde Io = constante solar y d = ángulo formado por la superficie y el rayo de 
sol. 
3. Altura del sol 
La altura del sol (es decir, el ángulo formado por sus rayos y la tangente a la 
tierra en el punto de observación) afecta también a la cantidad de insolación que 
es recibida en la superficie de la tierra. Cuanto mayor es la altura del sol, más 
concentrada es la intensidad de radiación por unidad de área en la superficie 
terrestre. Además, la proporción de radiación que es reflejada por la superficie 
varía considerablemente con la altura solar, especialmente en el caso de una 
superficie de agua (véase cap. 1, D.5) Los factores principales que determinan 
la altura del sol son como es natural, la latitud del lugar, la hora del día y la 
estación del año (figura 1.7). En el solsticio de junio la altitud del sol es 
constantemente de 23 1/2° durante el día en el polo norte y el sol está 
directamente en el cénit a mediodía en el trópico de cáncer (23 1/2°N). 
4. Duración del día 
La longitud del día afecta también a la cantidad de insolación recibida. Es 
obvio que cuanto mayor es el tiempo en que luce el sol, mayor es la cantidad de 
radiación que podrá recibir una determinada porción de la 
FIG. 1.8 
Variaciones de la insolación con la latitud y la estación para todo el globo en el supuesto de que no 
existiese atmósfera. Esta suposición explica las cantidades anormalmente altas de insolación que 
se reciben en los polos durante el verano cuando la luz diurna dura 24 horas (según W. M. Davis; 
de Strahler, 1965). 
TABLA 1.2 
Insolación en una superficie horizontal situada en el exterior de la atmósfera; las cifras vienen 
dadas en w/m
2
. (Según K. Ya Kondratiev) 
 
Fecha 90°N 70 50 30 0 30 50 70 90°S 
22 diciembre 0 0 88 233 421 520 528 540 574 
4 febrero 0 12 144 284 438 486 454 392 404 
21 marzo 0 153 287 387 447 387 287 153 0 
6 mayo 386 350 433 464 418 271 138 12 0 
22 junio 538 505 494 487 394 218 82 0 0 
tierra en el ecuador, por ejemplo, la duración del día se acerca a las 12 horas en 
todos los meses, mientras que en los polos varía entre 0 y 24 horas del invierno 
al verano (véase fig. 1.7). 
La combinación de todos estos factores se traduce en la configuración de 
energía solar recitada en la parte superior de la atmósfera que aparece en la 
figura 1.8 Las regiones polares reciben la cantidad máxima de insolación durante 
los solsticios de verano, que corresponden a los períodos de día continuo. Lacantidad de insolación recibida durante el solsticio de diciembre en el 
hemisferio sur es mayor que la recibida por el hemisferio norte durante el 
solsticio de junio la causa de la ya mencionada 
 
90" S. 
http://caudos._que._jos/
 
órbita elíptica que la tierra describe alrededor del sol (tabla 1.2).El ecuador 
tiene dos máximos de insolación en los equinoccios y dos mínimos en los 
solsticios, a causa del paso aparente del sol durante su doble movimiento 
anual entre los hemisferios norte y sur 
D. INSOLACIÓN RECIBIDA EN LA SUPERFICIE; SUS EFECTOS 
1. Intercambio de energía en el sistema tierra-atmósfera 
Hasta ahora nos hemos limitado a describir la distribución de la insolación, 
como si toda ella llegase a la superficie de la tierra. Evidentemente, esta 
visión del fenómeno no corresponde a la realidad, a causa del efecto que 
ejerce la atmósfera en el proceso de intercambio de energía.[La energía 
calorífica puede ser transmitida de tres maneras distintas: 
α) Radiación. Las ondas electromagnéticas pueden transmitir energía (en 
forma de calor y de luz) entre dos cuerpos, sin que sea necesaria la 
intervención de un medio material a una velocidad de 300 X 106 m/s (es decir, 
a la velocidad de la luz). Esto es lo que ocurre con la energía solar a través del 
espacio. Sin embargo la atmósfera terrestre permite sólo el paso de la 
radiación correspondiente a ciertas longitudes de onda e impide el de las otras 
β) Conducción. En este fenómeno, el calor pasa de un punto a otro de un 
cuerpo por medio de la transmisión del movimiento de las moléculas 
adyacentes Puesto que el aire es mal conductor, este tipo de transmisión de 
calor puede despreciarse en la atmósfera, pero es importante en el suelo. 
γ) Convección. Tiene lugar en los fluidos (incluso gases) que son capaces 
de desarrollar circulaciones en su seno y de redistribuir así el calor en su 
masa. La baja viscosidad del aire y su consiguiente fluidez hacen que sea éste 
el medio principal de transmisión de calor en la atmósfera. Debe tenerse en 
cuenta que la «convección forzada» (turbulencia mecánica) es debida a la 
formación de remolinos cuando el aire fluye sobre superficies desiguales, 
incluso cuando no existe ningún calentamiento superficial que origine la 
convección térmica «libre». 
La convección transfiere energía en dos formas. La primera es el 
contenido en calor sensible del aire (llamado entalpia por los físicos) que se 
transfiere directamente por elevación y mezclado del aire calentado) Se 
define como cpT, donde T es la temperatura y cp es el calor específico a una 
presión constante (el calor absorbido por unidad de masa con un aumento de 
una unidad de temperatura) El calor sensible también se trans- 
fiere por conducción. La segunda forma de transferencia de energía por 
conversión es indirecta, y comprende el calor latente. En este caso, no existe 
cambio de temperatura. Siempre que el agua se convierte en vapor por 
evaporación (o ebullición) se requiere calor. A este se le designa como calor 
latente de vaporización (L). A 0°C, L es de 2,50 × 106 J/kg de agua, o 597 
cal/g. Generalizando más, 
L (106 J kg -l) ≈ (2.5 – 0.00235T) 
donde T está en °C. Cuando el agua se condensa en la atmósfera (véase cap. 
2, C) se desprende la misma cantidad de calor latente que la usada para la 
evaporación a la misma temperatura. Del mismo modo, para fundir el hielo 
a 0°C, se precisa el calor latente de fusión, que es de 0,335 × 106 J/kg (80 
cal/g). Si el hielo se evapora, sin fundirse, el calor latente de este proceso de 
sublimación es de 2,38 × 166 J/kg a 0°C (676 cal/ /g); (es decir, la suma de 
los calores latentes de fusión y vaporización). En todos estos cambios de fase 
del agua se dan transferencias de energía. Volveremos a otros aspectos de 
estos procesos en el capítulo 2. 
2. Efecto de la atmósfera 
Casi toda la radiación solar es virtualmente de onda corta, con longitudes, de 
onda menores que 4 µm (fig. 1.6). Aproximadamente un 18% de la energía 
que llega a la atmósfera es absorbida por el ozono y el vapor de agua. El ozono 
absorbe toda la radiación ultravioleta de longitud de onda menor que 0,29 µn 
(2900 Å), y el vapor de agua absorbe, en menor cantidad, las radiaciones 
correspondientes a unas estrechas bandas situadas entre 0,9 µm y 2,1 µm 
(véase fig. 1.6) Alrededor del 30 % de dicha radiación es reflejada 
inmediatamente al espacio por la atmósfera, las nubes y la superficie terrestre, 
por lo que, en realidad, es sólo el 70 % restante lo que calienta la tierra y la 
atmósfera. La mayor parte de esta cantidad acaba por calentar la atmósfera, 
pero gran parte de este calor es recibido secundariamente por la atmósfera por 
vía de la superficie terrestre. La retención de esta energía por la atmósfera es 
de suma importancia, ya que, si no se produjese, la temperatura de la tierra 
descendería en unos 40°C, con que la vida sería prácticamente imposible. La 
superficie absorbe el 45% de la energía disponible en la capa superior de la 
atmósfera y las vuelve a emitir hacia el exterior en forma de ondas largas 
(infrarrojo) de longitud de onda mayor que 3 µm (fig. 1.6). La mayor parte de 
esta energía de onda larga puede ser absorbida por el vapor de agua, el dióxido 
de carbono y el ozono que están presentes en la atmósfera, mientras que el 
resto escapa al espacio exterior a través de las lla- 
 
 
FIG. 1.9 
Distribución media anual de la radiación solar según la latitud (en w/m2 y Kcal/cm2 
año).Del 100 % de radiación que penetra en la capa superior de la atmósfera, un 23 
% es reflejada de nuevo al espacio por las nubes, un 4 % por el aire (y además el 
polvo y el vapor de agua) y un 4 % por la superficie de la tierra. Las nubes absorben 
un 3 %, el aire un 21 % y la tierra un 45 % (de Sellers, 1965). 
madas «ventanas de radiación», principalmente entre 8 y 13 µm (véase fig. 
1.6). En la figura 1.9 aparecen ilustradas las distintas influencias que la 
atmósfera, las nubes y la superficie de la tierra ejercen en la reflexión y 
absorción de la radiación solar en las diversas latitudes. (En el cap. 1, F, se 
efectúa un análisis más completo del balance total de calor del sistema 
tierra-atmósfera.) 
3. Efecto de la nubosidad 
La nubosidad, si es lo suficientemente espesa y completa, puede formar una 
importante barrera que impida la penetración de la insolación. La cantidad de 
insolación que se refleja depende de la cantidad de nubes exis- 
 
FIG. 1.10 
Porcentaje de la reflexión, absorción y transmisión de la radiación solar correspon-
dientes a capas de nubes de diverso espesor (según Hewson y Longley, 1944). 
tente y de su espesor (véase fig. 1.10). La proporción de radiación incidente 
que es reflejada se denomina albedo o coeficiente de reflexión (expresado 
como una fracción o porcentaje). El tipo de nubes afecta al albedo. Las 
mediciones realizadas con ayuda de aviones muestran que el albedo de un 
grupo completo de nubes va desde un 44 a un 50 % para los cirrostratos a un 
90% para los cumulonimbos. Los albedos promedio, como los determinados 
por satélites, aviones y mediciones de superficie, se encuentran resumidos 
en la tabla 1.3. 
La radiación solar (directa, Ǫ y difusa, q) total (o global) recibida en la 
superficie en un día nublado es: 
Ǫ + q = (Ǫ + q)0 [β + (1 - 0)(1 - c)] 
donde (Ǫ+ q)0 = radiación total con cielo despejado; 
c = nubosidad (en décimas); 
β = un coeficiente que depende del tipo de nube y de su espesor y de la altura 
de la capa de atmósfera que tiene que atravesar la radiación. 
 
 
 
Tabla 1.3 
El albedo promedio (integrado) de diversas superficies 
(0,3 — 4,0 .µm) 
Planeta Tierra 0,31 
Superficie global 0,14-0,16 
Nube 0,23 
Cumulonimbos 0,9 
Estratocúmulos 0,6 
Cirros 0,4-0,5 
Nieve reciente 0,8-0,9 
Nieve en fusión 0,4-0,6 
Arena 0,30-0,35 
Hierba, cultivos de cereales 0,18-0,25 
Bosques caducifolios 0,15-0,18 
Bosques de coníferas 0,09-0,15 
Pluviselva tropical 0,07-0,15 
Masas de agua* 0,06-0,10* Aumenta bruscamente a ángulos solares bajos. 
 
El valor medio mensual de β en los Estados Unidos es aproximada-
mente de 0,35; por tanto: 
(Ǫ + q) - (Ǫ +q)0 [1 -0,65 c]. 
El efecto de la nubosidad opera también en sentido contrario, ya que una 
capa de nubes retiene la mayor parte del calor que, de otro modo, sería perdido 
por la tierra en forma de radiación a lo largo del día y de la noche. Este papel 
altamente negativo de las nubes significa que su presencia hace disminuir 
apreciablemente el espectro de temperaturas diarias evitando máximas altas 
durante el día y mínimas bajas por la noche. Además de interferir en la 
transmisión de la radiación, las nubes actúan como depósitos temporales de 
calor, puesto que absorben una cierta proporción de la energía que interceptan. 
El efecto de esta absorción de radiación solar aparece ilustrado en las figuras 
1.10 y 1.11. 
4. Efecto do la latitud 
Como ya se indica en la figura 1.8, las distintas partes de la superficie terrestre 
reciben distintas cantidades de insolación. Un factor .que controla este hecho es 
este hecho es la época del año de que se trate: se recibe más insolación en 
verano que en invierno por la mayor altura del sol y la mayor duración de los 
días. La latitud ejerce un control muy importante sobre 
 
 
FIG. 1.11 
Cantidad media de insolación recibida, según la latitud, en la capa superior de la atmósfera y en la 
superficie terrestre, durante el solsticio de junio. 
la insolación, porque la situación geográfica de una región determina la duración 
del día y también la distancia que los rayos oblicuos del sol tienen que recorrer a 
través de la atmósfera. Sin embargo, los cálculos realizados demuestran que puede 
despreciarse este último efecto en las zonas árticas, a causa, aparentemente, de que 
el bajo contenido del aire en vapor limita la absorción troposférica La figura 1.11 
indica que, en la parte superior de la atmósfera situada sobre el polo norte existe un 
máximo de insolación muy marcado en el solsticio de junio, a pesar de lo cual en la 
superficie se absorbe sólo un 30 % de esta radiación. Esto puede compararse con el 
promedio global del 45 % que es la cantidad de radiación solar absorbida en la 
superficie. La diferencia entre ambas cifras se explica por la gran cantidad de 
nubosidad que existe en verano sobre las zonas árticas, así como también por la 
gran reflectividad de la nieve y de las superficies de hielo. Este ejemplo ilustra la 
complejidad del balance de radiación y la necesidad de tener en cuenta la 
interacción de diversos factores. 
Un efecto especial observado en la recepción de radiación a diversas latitudes 
es que las temperaturas máximas de la superficie de la tierra no se registran en el 
ecuador/como sería de esperar, sino en los trópicos. Existe un cierto número de 
factores que hay que tener en cuenta. La migración aparente del sol en el cénit! 
6S~relativamente rápida durante su paso sobre el ecuador, pero su velocidad 
disminuye a medida que se aproxima a los trópicos. Entre 6°N y 6°S los rayos del 
sol permanecen 
 
 
casi verticales durante sólo 30 días de los equinoccios de primavera y 
otoño, por lo que no hay tiempo suficiente para almacenar calor en la 
superficie y originar altas temperaturas. Por el contrario, entre los 17,5° y 
los 23,5° de latitud los rayos del sol caen verticalmente durante 86 días 
consecutivos en el período del solsticio. Este período de mayor duración, 
junto con el hecho de que en los trópicos los días son más largos que en el 
ecuador, son la causa de que las zonas de máximo calentamiento estén más 
cerca de los trópicos que del ecuador. En el hemisferio norte este 
desplazamiento hacia el polo de la zona de máximo calentamiento viene 
acentuado por el efecto de la «continentalidad» (véase cap. 1, D.5); la 
relativa escasez de nubes y los cinturones subtropicales de alta presión 
constituyen un factor adicional. Los cielos despejados influyen mucho en 
la gran cantidad de radiación que reciben estas zonas a lo largo de todo el 
año (fig. 1.12). En la figura 1.12 se indica el resultado neto de estas 
influencias en términos de la radiación solar anual media sobre una 
superficie horizontal a nivel del suelo, y en la figura 1.13 en términos de 
las temperaturas diarias medias a la sombra. En los continentes; los valores 
más elevados se registran entre los 23°N y los 10°-15°S. En consecuencia, 
el «ecuador térmico» medio anual (es decir, la zona de máxima 
temperatura) está situado alrededor de los 5°N. A pesar de ello, las 
temperaturas superficiales medias de la tierra, reducidas a nivel del mar 
medio, están ampliamente relacionadas con la latitud (figs. 1.14 y 1.15). 
5. Efecto de la tierra y el mar 
Otro importante control del efecto que produce la radiación- solar que 
llega a la tierra proveniente de las distintas maneras en que, la tierra 
y el mar son capaces desaprovecharla. Mientras el agua tiene una cierta 
tendencia a almacenar el calor que recibe, la tierra en contraste, lo 
devuelve rápidamente a la atmósfera. Son varias las razones de este hecho. 
Una gran parte de la insolación es reflejada hacia la atmósfera sin que 
produzca ningún calentamiento de la superficie de la tierra. La proporción 
depende del tipo de superficie (tabla 1.3). Para las superficies de tierra, el 
albedo oscila generalmente entre 8 % y 40 % de la radiación recibida. La 
cifra que corresponde a los bosques es del 9 al 18 %, según el tipo de árbol 
y la densidad del follaje (véase cap. 7, B); para la hierba es 
aproximadamente del 25 %; para las ciudades del 14 al 18 % y para la 
arena del desierto del 30. La nieve llana y recién caída puede reflejar hasta 
un 85 % de la radiación solar, mientras que la superficie del mar refleja 
muy poco, a menos que el ángulo de incidencia de los rayos del sol sea 
pequeño. Él albedo de una superficie de agua en calma es sólo del 
 
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Fig. 1.16 
Representación esquemática del espectro de energía de la radiación solar (en unidades 
arbitrarias) que penetra a través de la superficie del mar hasta profundidades de 0,1, 
1, 10 y 100 m. Aparece ilustrada en este esquema la absorción de la radiación 
infrarroja por el agua y se indican también las profundidades a que penetra la ra-
diación de la luz visible (de Sverdrup, 1945). 
2 al 3 % para un ángulo de elevación solar que exceda los 60°, pero es más del 
50 % cuando el ángulo es de 15°. 
La radiación solar absorbida en la superficie se determina a partir de las 
medidas de radiación incidente y del albedo (a). Puede expresarse en la forma 
(Ǫ + q) (1 - a) 
donde el albedo viene expresado en centésimas. Una superficie nevada 
absorberá tan sólo aproximadamente el 15 % de la radiación incidente, 
mientras que la cifra correspondiente al mar