1. El clima

Si bien el clima de la Tierra queda ampliamente descrito por medio de los rasgos esenciales de la circulación general, todavía cabe considerar que la disposición zonal de convergencia y divergencia, aun siendo básicamente estable, varía con las estaciones del año. La zona convergente endotropical desplaza su lugar al respectivo hemisferio de verano, situándose pues en verano en sus regiones de los hemisferios norte y sur, y lo mismo rige para las zonas divergentes y convergentes de ambos hemisferios; también se desplazan en verano a latitudes más altas del respectivo hemisferio, ocupando en invierno su posición de latitud más baja.

Con ello identificamos una característica cismática fundamental. Las regiones de los trópicos internos, cruzadas dos veces por la zona convergente endotropical en su traslado del hemisferio norte al del sur y al revés, tienen una época de lluvias doble característica de su clima. En el transcurso de un año, las regiones limítrofes sólo se ven afectadas por la zona convergente endotropical una vez, cuando ésta alcanza la posición de latitud más alta del respectivo hemisferio en su verano; tienen una sola época de lluvias durante el año.

A ello se agregan, a mayores latitudes, los climas desérticos y esteparios, que en todo un año reciben mínimas precipitaciones. Si consideramos además que la zona convergente de las latitudes templadas asimismo alcanza su posición más alta en verano y la más baja en invierno, también observamos aquí una región que sólo se ve afectada en su posición de latitud más baja o sea, en el invierno del respectivo hemisferio por las regiones de precipitación de las latitudes templadas. En Centroeuropa, la conocemos como la región climática de vientos etesios o mediterráneos, o sea, de aquel clima en que sólo llueve en invierno, como en Italia o norte de África.

A ello se añade, a mayores latitudes, aquella región que recibe lluvias en cualquier época del año -motivadas por la formación de grandes ondas de la corriente en las latitudes templadas-. Este clima es el característico de Centroeuropa y por ende de Alemania; al norte o al sur le sigue el clima frío de los casquetes Polares.

1.1 La influencia de las montañas orientadas de norte a sur.

Esta sencilla división climática en zonas se altera por causa de las cordilleras que se extienden de norte a sur, que influyen en la corriente. Esto se hace muy patente en Norteamérica, donde las Montañas Rocosas provocan que la corriente oeste-este, al llegar a sotavento, o sea a la ladera oriental de ellas, se desvíe al suroeste. Por

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este motivo, tanto las partes central como oriental de Norteamérica reciben aire más frío del noroeste, lo cual explica la frecuencia de inviernos muy fríos en dichas regiones.

1.2 La influencia de los océanos y continentes.

Mayor importancia aún tiene la influencia de las distintas propiedades de conducción térmica de los continentes y océanos. En un océano, el calor procedente de la radiación solar es rápidamente conducido a mayores profundidades por el movimiento de las aguas, de modo que las oscilación anual de la temperatura superficial es sólo de unos 6º en la latitud de 50º. Dado que la tierra firme conduce el calor de forma mucho más irregular, la evolución de la temperatura en la superficie terrestre alcanza 50º y a una profundidad entre 6 y 8 m apenas es apreciable, Por causa de la corriente orientada de oeste a este en ambos hemisferios, la parte occidental de los continentes resulta afectada en verano como en invierno por masas de aire que cruzaron previamente el océano. En ellos predomina un clima marítimo, consistente en inviernos templados y veranos frescos con abundantes precipitaciones. Cuanto más nos alejamos del océano y adentramos en el continente, tanto más se debilita este efecto compensador y tanto mayores son, pues, los contrastes de temperatura entre el verano y el invierno. El esquema ilustra claramente este aspecto, en el que podemos apreciar la variación térmica en el hemisferio sur entre verano e invierno, dependiente del grado de longitud. Vemos que las temperaturas se diferencian poco, entre julio y enero, y que en el hemisferio sur, en cuyos 50º de latitud sólo tiene lugar la acción reducida del subcontinente sudamericano, las variaciones de temperatura prácticamente no guardan relación con el grado de longitud. El aspecto en el hemisferio norte es muy distinto. Si consideramos a Asia, observaremos que, desde Europa hacia el este, aumenta la variación de los contrastes térmicos entre verano e invierno, alcanzando en la costa oriental su valor máximo con 50º C. Sobre los océanos encontramos relaciones similares a las del hemisferio sur. la influencia continental es aún más marcada en Norteamérica: en ésta, las Montañas Rocosas, en su sentido norte-sur, protegen ampliamente del influjo del océano compensador, la corriente no puede llegar directamente de la costa occidental al este. En América observamos, pues, más claramente que en Asia cómo, a poco de cruzar la costa occidental americana -mejor dicho una vez traspuestas las Montañas Rocosas- predomina un clima continental, de modo que aquí encontramos las grandes diferencias entre verano e

invierno, que también caracterizan la costa oriental americana..

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2. Procesos atmosféricos simples

Nuestra atmósfera envuelve la Tierra y es atraída por la gran masa de ésta, como cualquier cuerpo. Como cualquier otro cuerpo, ejerce una determinada presión sobre la superficie terrestre. Podemos determinar la masa atmosférica midiendo la presión producida por ella al nivel del mar. Por término medio la presión atmosférica es de 1.013 milibares (mb); esta presión ejercida por la atmósfera corresponde aproximadamente a un kilogramo por cada centímetro cuadrado de la superficie del mar. En tierra, colinas y montañas, la masa atmosférica es menor, por cuanto su presión es inferior: al nivel del mar o en la llanura, para un aumento de altura de unos ocho metros desciende una milésima, es decir, un milibar. A mayores alturas este descenso es menor. A una altitud de unos 5.500 m sobre el nivel del mar, la presión ha descendido a la mitad del valor al suelo, la mitad de la masa atmosférica se sitúa por debajo de este nivel.

Si nos desplazamos hacia arriba o hacia abajo, nos encontramos cada vez bajo una presión diferente. Lo mismo ocurre si desplazamos una masa de aire encerrada -por ejemplo, en un globo elástico- hacia arriba o abajo. Si esta masa de aire se desplaza hacia abajo con una mayor presión, se calienta -del mismo modo que el aire comprimido en una bomba de bicicleta-; por el contrario, se enfría cuando está sometida a menor presión. Si la presión varía en un milibar, la temperatura varía en 0,08º C. Como quiera que con una variación de altura de ocho metros la presión se reduce en un milibar, la temperatura de la masa gaseosa al desplazarse de un metro variará en una centésima de grado, o sea, en un grado por un desplazamiento vertical de cien metros (exactamente 0,9811 por 100 m).

2.1 Estratificación neutra de la atmósfera mezclada.

Cuando masas de aire se acumulan verticalmente y se modifican sus temperaturas tal como se ha descrito más arriba, su comportamiento ulterior depende básicamente de qué temperatura encuentran en su nuevo entorno. La estructura térmica, en particular de la atmósfera más baja, tiene su importancia en este intercambio vertical. Si la temperatura acusa una variación de un grado por cien metros, la masa de aire desplazándose verticalmente tendrá a cada altura la misma temperatura y, a presión igual, la misma densidad que el entorno. A esta estratificación la denominamos neutra, siendo la que da lugar a la mezcla la atmósfera. Como quiera que nosotros vivimos en la atmósfera inferior, la estratificación es muy importante. Gracias a una ligera capacidad mezcladora, las materias nocivas expulsadas por las chimeneas y otras fuentes pueden repartiese en mayores estratos; para el hombre, la carga en esos estratos es reducida.

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Esta estratificación se manifiesta -por lo menos en la época calurosa del año- durante todo el día. En efecto, en los 30-50 m inferiores la temperatura suele descender algo más de un grado por cada cien metros; una masa de aire en movimiento vertical cerca del suelo tiene, en este «estrato fluctuante», en su movimiento ascendente, una temperatura más alta y una densidad más reducida que el entorno. En dicho estrato, la masa de aire es sometida a una fuerza ascensional, estimulándose la mezcla con mayor intensidad que en un estrato neutro.

2.2 Estratificación estable e inversiones.

En invierno, y también en noches estivales sin nubes, con frecuencia observamos que la temperatura aumenta del suelo hacia arriba. Esto es debido a que durante la noche la superficie terrestre se enfría por desprenderse de la radiación. Un cambio en el descenso de temperatura, observado con mayor frecuencia con la altura, recibe el nombre de inversión. En casos extremos, la temperatura puede alcanzar a cien metros de altitud veinte grados más que en el suelo. Cuando una masa de aire incluida en este tipo de capa se desplaza verticalmente, su temperatura volverá a bajar

conforme ascienda. Esto es, más fría y por ello más densa que su entorno, de modo que la fuerza de gravedad deja caer la masa de aire a su posición de partida. Al revés, un desplazamiento hacia abajo tiene por efecto que la temperatura de la masa de aire sea superior a la de su entomo; la masa de aire vuelve a experimentar una fuerza ascensional, que la reintegra a su posición de partida. Por todo ello, un estrato de esta clase es muy estable, la entremezcla se hace más pesada. Las sustancias perjudiciales que quedan libres a la proximidad de tierra, alh quedan y pueden causar graves inconvenientes al hombre.

Cuando después de una noche sin nubes los rayos solares calientan el suelo, al principio se entremezclan encima de estas capas superpuestas muy delgadas, desapareciendo la inversión del suelo. A medida que éste va calentándose crece la potencia de esta capa mezclada, las sustancias nocivas se reparten en una capa superior, disminuye su concentración y con ella la inconveniencia para el ser humano. En verano, algunas horas antes del mediodía, vuelve a alcanzarse el estrato neutro con plena mezcla.

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3. El cambio climático:

Miembros de la comunidad científica internacional vienen alertando desde hace años sobre el progresivo calentamiento de la Tierra, que se está produciendo especialmente en los últimos años debido, entre otras causas, al llamado efecto invernadero. El promedio global de temperatura más elevado desde que comenzaron a utilizarse sistemas de registro fiables, hace más de 130 años, corresponde a los años ochenta.

Las temperaturas han aumentado de forma regular durante los últimos 100 años, pero el considerable aumento detectado en 1980 demuestra que el dióxido de carbono y demás gases industriales retienen el calor en la atmósfera y recalientan la Tierra como si fuera un invernadero.

Los gráficos matemáticos muestran que el porcentaje actual de gases que se supone son el motivo de la retención del claro solar en la superficie terrestre incremento el promedio de temperatura global de 50 grados básicos por tres a nueve grados Fahrenheit (1,6 a 5,04 grados centígrados), con incremento sustancial en latitudes más altas, pero inferiores en las proximidades del ecuador. La temperatura durante la década de los ochenta experimentó un ascenso, pero los factores naturales mantuvieron las temperaturas de la superficie más bajas de lo que podrían haber sido. Estos factores son las radiaciones solares relativamente bajas y la gran actividad volcánica, que producen partículas que contribuyen a filtrar los rayos

solares. Si la Tierra se calienta, se producirán una serie de cambios en los modelos climáticos y un aumento gradual del nivel del mar al derretirse el hielo en la zona polar. Podrían producirse inundaciones, sequías y malas cosechas, y muchos bosques morirían. Tal podría ser el resultado en algunas regiones. Por otra parte, algunas zonas áridas podrían convertirse en zonas de cultivo.

Mientras tanto, la actividad humana sigue enviando a la atmósfera dióxido de carbono y otros

gases que retienen la radiación solar, incluido el clorofluorocarburo, metano y óxido nitroso.

Si los gráficos son correctos, esto podría significar un aumento considerable de las temperaturas globales.

Los clorofluorocarburos también se han convertido en elementos que inciden en la destrucción del ozono de la estratosfera, que defiende la superficie terrestre de las radiaciones ultravioletas del Sol.

La concentración del dióxido de carbono atmosférico, producto de la combustión de materiales fósiles y de la descomposición y respiración de los organismos -por tanto, también de la deforestación-, sigue creciendo cada año unas 1,5 partes por millón. Ya ha aumentado desde las aproximadamente 280 partes por millón de la

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atmósfera preindustrial a las aproximadamente 350 partes por millón de la actual.

Estudios sobre los efectos de las mayores concentraciones de dióxido de carbono en el mundo vegetal indican que la disminución de estomas en las hojas de plantas y árboles es consecuencia del aumento de 60 partes por millón de dióxido de carbono en estos últimos 200 años; los estudios se basan en que también hay un aumento del número de estomas en plantas cultivadas a menor concentración de dióxido de carbono en invernaderos y laboratorios, o en las plantas de montaña (menor presión parcial de dióxido de carbono, por la mayor altura a la que crecen). Además, los estudios concluyen que ello se traduce en un uso menos eficiente del agua por parte de las plantas preindustriales. En aquellas condiciones preindustriales, la absorción de la misma cantidad de dióxido de carbono habría requerido una mayor pérdida de agua que en la actualidad.

Cabe preguntarse si ha habido realmente un cambio a gran escala en la eficiencia de uso del agua en los últimos 200 años. Aunque el efecto se puede demostrar en pequenos invernaderos, hay varias razones de tipo físico, basadas en la optimización de los balances energéticos e hídricos de los ecosistemas, que inducen a creer en un efecto mucho menor en el campo abierto.

A pesar de los interrogantes surgidos, lo que parece demostrado es que el aumento de dióxido de carbono, ya ha tenido efectos importantes sobre la biosfera. También lo corroboran otros hallazgos como el realizado en la universidad de Arizona. Allí han demostrado que se ha producido un aumento de la tasa de crecimiento de los pinos: han encontrado un mayor grosor de los anillos de crecimiento en los árboles situados a mayor altitud.

Los científicos que trabajan en invernaderos y laboratorios, donde se controlan los demás factores limitantes, hace tiempo que saben que las plantas responden con mayores producciones al aumento del dióxido de carbono del medio, pero ésta es de las primeras veces que se ha demostrado al aire libre, en el campo, y a largo plazo. Seguramente ha ayudado mucho el hecho de que los pinos estudiados hayan crecido a actitudes considerables, y, por tanto, bajo una menor presión de dióxido de carbono, que les ha hecho particularmente sensibles a pequeños incrementos de la presión de este gas Otro efecto sobre la biosfera es el puesto de manifiesto por la creciente amplitud de las variaciones estacionáles (verano e invierno) de las concentraciones de dióxido de carbono. ¿A qué son debidas las oscilaciones? El aumento de gas en invierno parece ser debido al predominio de la respiración y descomposición (generadores de dióxido de carbono), y su disminución en verano es atribuida al predominio de la fotosíntesis (consumidora de dióxido de carbono). Se nos puede preguntar a qué estación nos referimos, al verano boreal o al austral.

El determinante es este aspecto: es el hemisferio norte, que presenta mayor superficie continental con mayor productividad vegetal asociada y no la superficie oceánica que en este sentido es comparable a un desierto. Si realmente ha habido

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una creciente absorción del dióxido de carbono por parte de las plantas tienen que haber aumentado su biomasa, y ello ha de repercutir en unas mayores oscilaciones cada año.

El efecto más esperado y que más se desea demostrar sigue siendo el cismático. Parece que también parte de las fluctuaciones de la temperatura a lo largo de los últimos 100.000 años han ido ligadas a cambios en la concentración del dióxido de carbono.

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1. Clasificaciones climáticas

El conjunto de condiciones atmosféricas que caracterizan una región constituye el clima de dicha región, definido por los valores medios de temperatura, precipitación, humedad, presión, etc., durante largos periodos de tiempo, normalmente superior a los 30 años. Los criterios que se han tomado para realizar la clasificación de los climas reinantes en las distintas regiones de la tierra han sido variados; así algunas clasificaciones únicamente han tenido en cuenta las temperaturas otras, en cambio, solo toman de base la cantidad de precipitaciones. Actualmente, la clasificación mas utilizada es la de Vladimir Koppen por su simplicidad y gran rigor; basada en valores medios de temperatura y precipitación, teniendo en cuenta la vegetación. Koppen divide el globo en grandes cinco climas según las temperaturas medias denominados por letras: A-tropical, B-seco, C- tenplado cálido, D-templado de invierno riguroso

E-polares. Posteriormente, precede a una segunda subdivisión, a través de una segunda letra.esta segunda letra se establece en relación con las diferencias de precipitaciones: f-falta la estación seca, w- estación seca en invierno, s- estación seca en verano, m- monzón. Combinando los dos tipos de letras se obtienen doce tipos de climas distintos que son: af- selva tropical, am- monzonico , aw/as-sabana tropical, bs- estepa, bw -desierto, cf-templado húmedo ,cw- templado húmedo con verano seco , df- bosque frío húmedo, dw- bosque frío con verano seco, et-tundra, ef- hielo perpetuo.

Una clasificación más general, en la que se pueden dividir las grandes zonas climáticas que se diferencian en la superficie terrestre, creando una estructura de grupos climáticos, es: climas de las zonas intertropicales o intertropical, climas monzonicos, climas desérticos, climas templados y climas fríos.

2. Climas intertropicales

Se caracterizan por una temperatura media anual superior a los 20ºC, carecen de estación fría, abundantes precipitaciones, elevada humedad relativa y exuberante vegetación, abarcado el espacio comprendido entre el trópico de cáncer y Capricornio. Destacan los siguientes tipos: ecuatorial o amazónico, que se extiende entre los 10º de latitud norte y los 6º de latitud sur, con importantes precipitaciones lluviosas, mas de 200 mm anuales, temperaturas medias de 25ºC, con escasas oscilación anual, baja precisión, igual duración casi continua verticalidad de los rayos solares, elevada humedad relativa, frecuentemente entorno al 80 por 100, y

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vegetación de selva; Tropical, con una estación húmeda y otra seca que tiene una mayor o menor duración según los casos, temperatura media de 20ºC y vegetación de sabana, y estepario, con estación seca y lluvias moderadas, de unos 40 mm, temperatura media de 20ºC y vegetación de tipo herbáceo.

2.1 Climas monzónicos

Las principales características de estos climas son las elevadas precipitaciones que se registran anualmente, concentradas generalmente en los meses de verano y produciéndose de forma repentina. Estas abundantísimas precipitaciones son debidas a fuertes ascendencias de aire de origen variado, entre ellas las debidas a los ciclones tropicales, resultando mucho más secos los meses invernales. En este grupo destacan los siguientes tipos: monzónicos tropical, con invierno seco y verano de abundantes lluvias - zona de jungla -, monzónicos subtropical, con verano muy caluroso, caracterizado por importantes precipitaciones lluviosas, e invierno frío, con menores precipitaciones; y manchuriano o monzónicos de zona templada, como con escasas lluvias e inviernos duros y secos.

2.2 Climas desérticos

Su característica especial es la aridez, es decir, una elevada sequía. Las precipitaciones son escasas e irregulares, escasa humedad relativa - por debajo del 50% pudiendo alcanzar el 20%-, fuertes oscilaciones térmicas y escasa o nula vegetación. Se dividen en desérticos cálidos, extremadamente secos - medias de 100 mm anuales - y con una gran amplitud térmica diaria - diferencias de hasta 22ºC entre la temperatura diurna y la nocturna -, y desérticos fríos, situados en las costas occidentales de los continentes entre los 15 y los 30º de latitud norte y sur, y con temperatura bajas - medias de 18ºC -.

2.3 Climas templados

Corresponden a las latitudes comprendidas entre los trópicos y la zona delimitada por la isoterma de 10ºc del mes más cálido.

La característica fundamental es la existencia de dos estaciones bien definida. Destacan en este grupo los siguientes tipos: clima mediterráneo o lluvioso templado con verano seco desarrollándose en las latitudes 30 y 40º en la costa oeste o suroeste de los continentes, alcanzando los 45º de latitud en la Europa mediterránea,

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con veranos calurosos por encima de los 20ºc y secos, inviernos suaves y lluviosos, con temperaturas medias del mes mas frío entre los 5 y los 19ºc, precipitaciones invernales, cuya media anual ronda los 1000 mm, con vegetación mediterránea y veranos frescos.

2.4 Climas fríos

Dentro de estos se encuentran los polares y subpolares con inviernos fríos duros y secos, con temperatura media anual bajo cero ninguna temperatura media anual por lo que no se produce la fusión del hielo, acumulándose estos durante siglos.

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1. Los climas de España

Características de las temperaturas y precipitaciones en España:

Las temperaturas mas altas, las podemos encontrar en el interior

y en las costas. Son un poco mas bajas en el interior debido a la

altitud de la meseta. Además, las temperaturas aumentan de norte

a sur.

Las precipitaciones en las costas son muy escasas, excepto en la

parte norte peninsular. Estas disminuyen de norte a sur, de oeste

a este y de la costa al interior.

2.Los distintos tipos climáticos.

2.1 Clima oceánico.

Se localiza en el norte y noroeste (desde Galicia, asta Navarra).

2.2 Clima mediterráneo.

Esta situado en el resto de la península y en las islas baleares. Dentro de él, podemos distinguir distintos tipos:

- Mediterráneo de costa. Se caracteriza por sus suaves temperaturas

y por sus no muy abundantes precipitaciones que son relativamente

menores en el sur este peninsular.

- Mediterráneo de interior. Es un clima con pocas precipitaciones y

con unos mayores contrastes térmicos.

2.3 Clima subtropical.

Lo podemos encontrar en las islas Canarias. Posee una estación seca y una escasa amplitud térmica. Las precipitaciones abundan mas en el norte y en las islas occidentales con mayor altitud.

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2.4 Clima de alta montaña.

Se localiza en las zonas de montaña por encima de los 1000-1500m. de altitud.

Presenta un carácter típico mediterráneo, en el que el elemento mas significativo es el largo y caluroso verano. Dentro de este clima, podemos destacar algunos picos como el Veleta, el Mulhacen, los Pirineos, la cordillera Cantábrica, los picos de la meseta.....

3. Microclima urbano

Además de los anteriores climas, existen los microclimas, que son los de las ciudades. Estos presentan las siguientes características:

1º mento de las temperaturas debido a las radiaciones de los edificios, las calefacciones, los gases de los vehículos....

2º Por culpa de la contaminación se puede observar un aumento de la humedad en el aire, es decir, aumenta la nubosidad.

3º Vientos cambiantes en dirección y en fuerza por la disposición de los edificios y calles.

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1. Estructura de la atmósfera

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve algunos planetas y otros cuerpos celestes.

La atmósfera terrestre consiste en una mezcla de gases formada por nitrógeno, oxígeno, hidrógeno, dióxido de carbono y vapor de agua.

El conjunto adquiere una característica coloración azul debida a la dispersión de la luz solar por las moléculas del aire.

En la atmósfera se pueden distinguir distintas capas en su estructura:

- La troposfera: en la que tienen lugar los fenómenos meteorológicos, alcanza una altitud comprendida entre los 8 km.

- La estratosfera: se caracteriza por la ausencia de vapor de agua y una temperatura bastante homogénea(entre -55ºC y -40ºC); aquí se encuentra la capa de ozono, de vital importancia por su función de absorción de las radiaciones ultravioleta, ya que, si llegaran directamente a la superficie terrestre, destruirían todo vestigio de vida en ella.

- La mesosfera: está entre los 50 y 80 km, con temperaturas descrecientes hasta los 75ºC.

- La termoesfera: se producen disociaciones moleculares que provocan temperaturas muy elevadas, de 1000 a 1500ºC.

- La exosfera: se encuentra a partir de los 500 km, y hasta una altura indeterminada, que es el espacio.

2. El peso de la atmósfera

2.1 Presión atmosférica:

Hablamos de presión atmosférica a la que ejerce la atmósfera sobre los cuerpos sumergidos en ella.

El aire frío pesa mas que el caliente, y éste es uno de los factores que influyen en las diferencias de presión atmosférica a un mismo nivel. Además, los anticiclones y las borrascas generan corrientes de aire en sentido vertical que modifican sustancialmente el valor de la presión atmosférica.

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2.2 El viento:

El viento es la corriente de aire que se produce en la atmósfera por diversas causas naturales.

El viento es causado por un desigual calentamiento de las diversas zonas de la tierra y de la atmósfera.

Se denomina ¨ viento ¨ propiamente dicho a la corriente de convección para los movimientos de aire en sentido vertical. La dirección del viento depende de los centros isobáricos; se desplaza de los centros de alta presión(anticiclones) hasta los de baja presión (depresiones) y su fuerza es tanto mayor cuanto es el gradiente de presiones.

2.3 El agua en la atmósfera

La atmósfera tiene agua en forma de vapor, cuando el vapor de agua se condensa pasa de estado gaseoso al líquido, cuando alcanzan peso suficiente y se precipitan sobre la superficie terrestre que es a lo que se llama ¨ lluvia ¨. La lluvia es una precipitación acuosa en forma de gotas líquidas, cuyo diámetro se halla generalmente comprendido entre 0,5 y 7 mm, y que caen a una velocidad del orden de los 3m/s.

La Existencia de corrientes ascendentes provoca la formación de cristales de hielo en la parte superior de las nubes, los cuales, al caer, sirven de núcleo de condensación a la vez que se licúan, formando de este modo las gotas de lluvia que se precipitan.

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2.4 Las nubes:

A lo que se le llama nube es al con

junto de partículas muy finas de agua o de hielo

que constituyen una masa de vapor acuoso suspendida en la atmósfera. Las nubes se forman por condensación del vapor de agua existente en la atmósfera.Las causas de la condensación pueden ser de diversos tipos: enfriamiento por radiación, mezcla de masas de aire y enfriamiento por expansión adiabática, siendo este último el que provoca la formación de masas nubosas de mayor entidad. Las nubes se clasifican en altas(cirros, cirrocúmulos y cirroestratos), medias(altocúmulos, altoestratos y nimboestratos) y bajas(estratos, estratocúmulos y cúmulos) ademas de las nubes de desarrollo vertical(cumulonimbos).

4. Tipos de nubes

4.1 Nubes altas: entre 6000 y 12000:

- Cirros: Nube blanca y ligera, de aspecto fibroso.

- Cirrocúmulos: Nube blanca y alta, sin sombra propia, constituida por cristales de hielo.

- Cirroestratos: Nube alta, de color blanco y de gran extensión.

4.2 Nubes medias: entre 2000 y 6000:

- Altocúmulos: Formación nubosa blanca o grisácea, de aspecto redondeado y tamaño variable

- Altoestratos: Formación nubosa de color plomizo oscuro, espesor considerable

y gran extensión.

- Nimboestrato: Capa densa de nubes de color gris oscuro.

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4.3 Nubes bajas: entre 2000 y 0:

- Estratos: Nubes uniformes y de baja altura, de color gris y escaso espesor

- Estratocúmulos: Cúmulo estratificado que da lugar a formaciones de nubes bajas de forma abalonada.

- Cúmulos: Nube de base plana y cima en cúpula.

4.4 Nubes de desarrollo vertical: entre 500 y 12000:

- Cumulonimbos: Nube densa que presente un desarrollo vertical y de aspecto montañoso en forma de yunque en la parte superior.