Métodos para medir la humedad del aire

Los instrumentos que se emplean para medir la humedad o el contenido de vapor de agua en el aire, se llaman higrómetros. A continuación se examinarán los diferentes métodos para determinar la humedad del aire en un lugar dado.

Los dimensiones de ciertos materias orgánicas varían según la humedad relativa del aire. Esta propiedad se utiliza en ciertos higrómetros. Por ejemplo: la longitud de los cabellos varía cuando lo humedad relativa cambia. Estas variaciones de longitud pueden ser amplificadas por un sistema de poleas y luego transmitidas a una aguja móvil indicadora. En este principio se basa el higrómetro de cabellos.

Se puede obtener un registro continuo de lo humedad relativo, remplazando lo aguja indicadora por un brazo provisto de una pluma con tinta que marca las va­riaciones de temperatura sobre un diagrama arrollado a un cilindro que se mueve con movimiento de rotación uniforme. Este instrumento se llama higrógrafo de cabellos.

Un método sencillo, pero preciso, para medir la humedad consiste en utilizar el psicrómetro. Este instrumento se compone esencialmente de dos termómetros, colocados uno al lado del otro; uno de ellos mide la temperatura del aire y el otro la temperatura del termómetro húmedo.

Algunas veces el psicrómetro se llama higrómetro de termómetro seco y de termómetro húmedo. El termómetro húmedo es idéntico al termómetro seco empleado paro medir la temperatura del aire, pero su depósito está rodeado de una fina muselina de algodón, que se mantiene húmeda con la ayuda de una mecho formada por algunos hilos del mismo material de bastante espesor, trenzados, cuya extremidad está introducida en un pequeño recipiente de agua destilada.

Los termómetros seco y húmedo deben estar ventilados y protegidos de los efectos de la radiación solar. Hay dos clases de psicrómetros: los psicrómetros para garita fija y los psicrómetros portátiles. Esto última categoría comprende prin­cipalmente los psicrómetros de assman y los psicrómetros hondo.

Para determinar la humedad relativo se leen primero los termómetros seco y húmedo y luego se utilizan unas tablas para determinar la humedad relativa o la tem­peratura del punto de rocío.

Procesos de condensación sólida (depósitos)

El proceso por el cual el vapor de agua se transforma directamente en hielo sin pasar por el estado intermedio líquido, se llama condensación sólida. Algunas veces también se le da el nombre de sublimación, pero este término está más bien reser­vado al cambio de estado inverso, es decir: al paso del estado sólido al gaseoso.

Este fenómeno no es tan corriente como la condensación. Los núcleos sobre los cuales se producen los depósitos son menos numerosos que los núcleos de condensa­ción. Se les llama núcleos de sublimación.

La tensión de vapor saturante sobre el hielo a la misma temperatura es li­geramente inferior a la tensión de vapor saturante sobre el agua subfundida.

La temperatura del punto de congelación es la temperatura a que debe llevarse una muestra de aire húmedo, por enfriamiento a presión constante, para que se satu­re con relación a una superficie plano de hiela. Si la temperatura desciende por debajo del punto de congelación, el vapor de agua puede depositarse en forma de hielo sobre ciertos cuerpos, incluso sobre otras superficies de hielo (es decir: sobre núcleos de sublimación).

La condensación sólida puede producirse incluso cuando el aire no está aún saturado con relación al agua a la misma temperatura. Sin embargo, en la atmósfera, las partículas nubosas heladas no se forman generalmente hasta que no se alcance la saturación con respecto al agua líquida. Se supone que el vapor de agua se condensa primeramente en estado líquido sobre un cierto tipo de núcleos de condensación. Si estos últimos son tales que puedan servir como núcleos de congelación, entonces el agua que se condensa sobre ellos puede helarse. Aún no se sabe muy bien cómo provocan la congelación estos núcleos, pero parece ser que la propiedad esencial reside en el hecho de que la estructura de la película de agua que resulta de la condensación es semejante a la de un cristal de hielo.

Por otra parte, algunas veces puede suceder que haya ya presentes cristales de hielo que caen de las nubes heladas situados en niveles superiores. Si la tensión de vapor saturante es superior a la tensión de vapor saturante con relación al hielo, entonces la condensación sólida se efectúa directamente sobre los cristales de hielo.

Se había explicada que para modificar el estado de un cuerpo era necesario suministrarle o retirarle calor. Mientras se efectúa el cambio de estado, la temperatura permanece constante, lo que prueba que el aporte de calor no la modifica.

Por ejemplo: el agua comienza a hervir a 100°c a la presión normal de una atmósfera. Cuando pasa del estado líquido al gaseoso, su temperatura no se eleva, incluso si continuamos proporcionándole calor. Esta cantidad de calor, necesaria para separar las moléculas, se llama calor latente de vaporización.

Este calor latente se libera más tarde cuando el vapor de agua se condensa volviendo al estado líquido. Del mismo modo, el hielo para fundirse necesita un aporte de calor, el cual se llama calor latente de fusión. Igualmente, este calor se libera después cuando el agua al congelarse vuelve al estado de hielo.

Se utiliza la palabra humedad para designar cualquier medida de la cantidad de vapor de agua contenido en un volumen dado de aire. Por ejemplo: algunas veces la humedad se expresa directamente por la meso de vapor de agua contenido en la unidad e volumen de aire. También puede ser definida indirectamente por la razón entre la tensión de vapor de agua y la presión total ejercida por el conjunto de gases atmosféricos.

Para expresar el contenido de vapor de agua en el aire se utiliza a menudo un parámetro muy cómodo que es la humedad relativa.

Es la relación entre la masa de vapor de agua contenida actualmente en un volumen dado de aire y la que podría contener el mismo volumen si estuviese saturado la misma temperatura. Generalmente se expresa en tanto por ciento.

Muchas sustancias orgánicas tienen la propiedad de reaccionar a las varia­ciones de la humedad relativa del aire: es el caso de los cabellos humanos, y aprovechando esta propiedad se han podido construir con ellos instrumentos paro medir la humedad relativa.

Hay que hacer notar que la humedad relativa puede variar, incluso si el contenido de vapor de agua permanece constante. Esto se produce cuando cambia la temperatura de la muestra de aire.

Por eso, la humedad relativo suele alcanzar sus valores máximos aproximada-mente cuando amanece, ya que es entonces cuando se produce la temperatura mínima del aire. En ciertos casos, el aire puede alcanzar su temperatura de saturación. Si se produce la condensación, se pueden formar neblinas o nieblas. Más tarde, durante el día, la temperatura se elevo y esto implica una disminución de lo humedad relativa, lo que supone la desaparición de la niebla o de la neblina.

Proceso de solidificación (o congelación)

Sin agitarla, el agua pura líquida puede ser enfriada a una temperatura in­ferior a su punto de congelación (0°c) y permanecer todavía en estado líquido. En este caso se dice que el agua está subfundida.

Un cristal de hielo u otro germen de cristalización cualquiera, introducido en el agua subfundida, provoca la congelación. También puede producir el mismo resul­tado un choque.

Experiencias efectuadas en el laboratorio muestran que las gotitas de agua subfundida pueden existir hasta temperaturas de -40°c, aproximadamente. Por debajo de esta temperatura, el agua se hielo incluso sin núcleos de congelación.

Proceso adiabático

El enfriamiento hasta la condensación es frecuentemente el resultado de una variación de presión del aire húmedo. En esta caso no se trata, pues, de un proceso isobárico.

Se había estudiado los procesos en los cuales la presión, la temperatura y el volumen del gas podían variar sin que hubiese intercambio de calor entre la masa de aire considerada y el medio que la rodea. Se trataba del proceso adiabático.

Tales procesos se producen algunas veces cuando una partícula de aire húmedo se desplaza verticalmente hacia niveles de presión más alta o más baja. En parti­cular, el enfriamiento adiabático puede suceder cuando el aire sube. En este caso, el aire puede alcanzar la saturación y todo enfriamiento suplementario supone la con­densación del vapor de agua y la formación de nubes.

Proceso isobárico

Ya las primeras experiencias físicas permitieron establecer las relaciones que existen entre la presión, la temperatura y el volumen de los gases. En algunas de estas experiencias, la presión del gas se mantenía constante.

El proceso físico en el curso del cual la presión de un gas permanece constante se llama proceso isobárico. (lo palabra "isobara" significa "de igual presión").

También es posible estudiar los procesos isobáricos que se producen en el seno del aire húmedo. En estos procesos, una muestra de aire húmedo se calienta o se enfría a presión constante, sin añadirle ni quitarle vapor de agua. Además, se supo­ne que el vapor de agua permanece en estado gaseoso.

Si el aire se enfría isobáricamente (a presión constante), alcanzará una temperatura para la cual estará saturado. Esta temperatura se llama temperatura del punto de rocío o simplemente: punto de rocío.

Por la tanto, se puede definir la temperatura del punto de rocío como la temperatura a la cual hay que llevar, por enfriamiento a presión constante, una mues­tra de aire húmedo hasta que se sature. Si la temperatura de enfriamiento es inferior al punto de rocío aparece el fenómeno de condensación.

Proceso de condensación

Si se introduce una cantidad suplementaria de vapor de agua de un volumen ya saturado a una temperatura determinado, el vapor de agua se condensa.

En la atmósfera hay otros factores que intervienen en los fenómenos de con­densación. Ya se indicaba en anteriores posts que la condensación en la atmósfera se efectuaba sobre pequeñas partículas llamadas núcleos de condensación. Estos núcleos están constituidos por polvos, partículas de humo, sales marinas, iones, etc.

La condensación sobre alguno de estos núcleos se hacia con tensiones de vapor inferiores a la tensión saturante que corresponde a una superficie plano de agua pura a la misma temperatura. Ciertos núcleos de condensación, tales como los núcleos salinos, tienen una tendencia muy fuerte para absorber agua, de suerte que favorecen la condensación. A estos se les da el nombre de núcleos higroscópicos.

En la atmósfera, la condensación resulta normalmente del enfriamiento del aire húmedo, es decir: del aire que contiene vapor de agua. Cuanto más disminuya la temperatura, menor será la cantidad de agua necesaria para saturar el aire. Eventualmente, se puede alcanzar una temperatura para la cual la tensión real del vapor sea igual a la tensión de vapor saturante y, entonces, todo enfriamiento suplementario producirá la condensación.

Tensión de vapor saturante del aire húmedo

Considérese una superficie plana de agua líquida a una temperatura dada. Algunas de las moléculas de agua que están animadas de movimiento más rápido, se escapan de la superficie liquida y se evaporan en la capa de aire situada sobre ella. Una parte de éstas caen inmediatamente en el agua, pero otras siguen sus movimientos en forma de gas situado encima de la superficie de la misma.

Llega un momento en que el numero de moléculas que entran en el agua du­rante cada segundo es igual al número de las que salen. Entonces, se dice que el es­pacio situado inmediatamente sobre la superficie del agua está saturado paro la tem­peratura que reina en este espacio.

La tensión de vapor ejercida por el vapor de agua contenido en un volumen de aire saturado se llama tensión por vapor saturante a la temperatura del aire contenido en ese volumen.

La tensión de vapor saturante varía con la temperatura. Si el aire se ca­lienta, hará falta mayor número de moléculas de vapor de agua para saturar el espacio situado sobre el liquido y, por lo tanto, la presión parcial ejercida por el vapor de agua es mayor. La tensión de vapor saturante aumento, pues, con la temperatura.

El aire tropical cálido puede contener una cantidad mayor de vapor de agua que el aire frío polar. Esta es la razón por la que se observan elevadas tensiones de vapor saturante en las proximidades de los océanos, de los lagos y de los ríos si­tuados en las regiones tropicales.

Tensión de vapor de aire húmedo

La atmósfera es una mezcla de gases que ejercen cada uno su propia presión llamada presión parcial. Esta presión parcial es proporcional al numero de molécula del gas contenidas en un volumen dado de la mezcla gaseosa considerada.

La presión atmosférica en un punta cualquiera es igual a lo suma de las presiones parciales ejercidos por cada uno de los gases que componen la atmósfera comprendido el vapor de agua).

Cuando el agua se evapora en el aire seco, el vapor así formado ejerce su propia presión, que se llama tensión de vapor (e). La presión atmosférica (p) aumen­ta, yo que se hace igual a la suma de las presiones parciales ejercidas por el vapor de agua y por el pire seco.

Aire húmedo

Aunque el agua está presente en cantidades más o menos grandes en cualquier parte de la atmósfera, generalmente sucede que es invisible por encontrarse en estado de vapor. Sin embargo, de vez en cuando se condensa para formar nubes que proporcionan ciertas indicaciones sobre el tiempo futuro.

Esta agua entra en la atmósfera por los procesos de evaporación y de transpiración y luego cae sobre lo tierra en forma de precipitación, cerrando así el ciclo hidrológico.

Para conocer bien este proceso y poder predecir el futuro estado de la at­mósfera, es preciso estudiar las variaciones de humedad o de contenido de agua en la mismo. También es necesario conocer los métodos utilizados para medir la humedad del aire.

Variación semidiurna de la presión

En un lugar determinado, la presión atmosférica varía continuamente. Estas variaciones pueden ser regulares o irregulares.

Los variaciones irregulares son debidas principalmente al paso de los sistemas de presión, así como a su desarrollo o debilitamiento.

Las variaciones regulares tienen períodos variados. La oscilación regular más importante tiene un período de 12 horas, aproximadamente. Por esta razón se le da el nombre de variación semidiurna de la presión.

La sucesión de los días y de las noches provoca, alternativamente, calentamiento y enfriamiento de la atmósfera. Lo cual o su vez produce oscilaciones rítmicas de expansión y de contracción de la misma, que, finalmente, se traducen en oscilacio­nes de presión.

Se supone que la atmósfera posee un período natural propio de oscilación de 12 horas, aproximadamente. Esta oscilación está estimulada por las variaciones de tem­peratura y su amplitud aumenta por resonancia. Como resultado se produce una doble marca atmosférica que se propaga alrededor de la tierra siguiendo la posición del sol.

Las presiones máximas se observan a las 1000 y 2200 hora local, aproximadamente, mientras que las mínimas se producen a las 0400 y 1600 hora local, aproximadamente.

La variación semidiurna de la presión es un fenómeno bastante complejo. Las oscilaciones no son completamente simétricas y varían considerablemente de un sitio a otro. Aunque tienen poca influencia sobre los otros factores meteorológicos, es necesario tenerlas en cuenta cuando se interpretan variaciones de presión.

En las regiones tropicales, la variación semidiurna de la presión es más marcada que en las regiones situadas en latitudes más altas.

En medias y altas latitudes, es a menudo más difícil detectar la variación semidiurna de la presión pues está oculta por el frecuente paso de sistemas de pre­sión. Sin embargo, se pueden calcular las variaciones regulares estableciendo la me­dia horaria de las presiones durante un largo período de tiempo, con el fin de elimi­nar las variaciones de presión debidas a los perturbaciones atmosféricas.

Correcciones altimétricas - Ajuste del altímetro

Las indicaciones de los altímetros barométricos deben ser corregidas cada vez que las condiciones reales difieren de las definidas en la atmósfera tipo de la oaci.

El altímetro está construido de tal forma que las escalas de altitud y pre­sión puedan desplazarse por rotación una respecto de la otra. Si la presión real al nivel medio del mar difiere de 1013,25 mb, se puede ajustar el instrumento de forma que la altitud cero coincida con la presión que reina efectivamente al nivel medio del mar.

No se efectúa ningún reglaje del altímetro en el caso de que las temperatu­ras reales se desvíen de las condiciones normales. Sin embargo, es posible hacer es­timaciones basadas en las temperaturas observadas al nivel del vuelo y en la superfi­cie. Por ejemplo: si la temperatura observada es inferior a la de la atmósfera tipo, la densidad del aire será superior a la densidad normal y el altímetro indicará alti­tudes demasiado elevadas. Pero será posible obtener la altitud correcta llevando a un calculador de navegación la temperatura observada, a la vista de la altitud indicada.

Atmosfera tipo de la OACI

La organización de aviación civil internacional (OACI) ha definido una at­mósfera convencional cuyas características pueden servir de base para uno escala alti­métrica. Esta atmósfera se llama atmósfera tipo de la OACI.

En esta atmósfera se han admitido las hipótesis siguientes:

El aire es seco. La presión y la temperatura al nivel medio del mar son 1013.25 mb y 15°C, respectivamente. El gradiente de temperatura es igual a 6.5°c por kilómetro desde el nivel del mar hasta la tropopausa situada a 11 km, aproximadamente.

En la estratosfera inferior, la atmósfera es isoterma hasta una altitud de 20 km, aproximadamente. Después, el gradiente de temperatura se supone que es negativo y la temperatura aumento 1,0°c por kilómetro. Para los fines de la aviación no es necesario definir la atmósfera tipo por encima de 32 km..

Reducción de la presión a los niveles normales

La presión deducida de la lectura de un barómetro en la estación (después de las correcciones) se llama presión en la estación. Con el fin de poder comparar las observaciones barométricas hechas en estaciones situadas a diferentes altitudes, es necesario, en primer lugar, reducirlas al mismo nivel.

En la mayoría de los países la presión atmosférica observada se reduce al nivel medio del mar. La presión así obtenida se llama presión al nivel medio del mar.

El cálculo de esta presión se basa, en la mayoría de los casos, sobre una hipótesis. En efecto, en los estaciones terrestres, debemos suponer que una columna vertical de aire atraviesa el espesor de la tierra comprendido entre la estación y el nivel medio del mar.

Por lo tanto, para calcular la presión al nivel medio del mar es necesario, primeramente, determinar la presión en la estación y después añadir a este valor el peso de una columna de aire ficticia cuya sección corresponde a la unidad de superfi­cie y que se extiende desde el nivel de la estación al nivel medio del mar.

La altura de esta columna es fija pero su peso es función de su densidad que, a su vez, depende de la temperatura del aire de la columna. Si esta temperatura aumen­ta, el aire será menos denso y, por lo tanto, disminuirá el peso del aire que tenemos que añadir.

No existen métodos realmente satisfactorios para reducir la presión de las estaciones muy elevadas al nivel medio del mar, ya que es imposible calcular la tem­peratura media que tendría esta columna de aire ficticio. Solamente se pueden hacer hipótesis

Ciertos países emplean le temperatura del aire observada en la estación. Este método da resultados satisfactorios cuando la estación no está muy elevada. Otros países emplean la temperatura media de las 12 horas precedentes.

Para estaciones de poca altitud, la Organización Meteorológica Mundial ha recomendado un método que figura en la guía de instrumentos y prácticas de observación.

A pesar de las dificultades encontradas, la presión en la estación puede ser reducida al nivel medio del mar de manera satisfactoria en muchas regiones. Los meteorólogos de todo el mundo utilizan mucho los mapas sinópticos de presión al nivel medio del mar. El término "sinóptico" procede de las palabras griegas "syn" (con, junto) y "opsis" (vista). Numerosas estaciones miden lo presión simultáneamente, luego la re­ducen al nivel medio del mar y los valores así obtenidos se inscriben sobre mapas sinópticos.

En ciertas regiones de Africa y del continente antártico, las estaciones meteorológicas estén situadas a más de 1.000 metros de altitud. Entonces, estas esta­ciones, después de haber determinado la presión en la estación, calculan la altitud aproximada de los niveles de 850 mb o de 700 mb, lo que les permite trazar después mapas sinópticos relativos a estos niveles de presión.

Ya se ha visto que existe una estrecha relación entre la presión atmosférica y la altitud. Esta relación se utilizo muchísimo en aviación para determinar la altitud de vuelo de las aeronaves.

Un altímetro barométrico es un barómetro aneroide en el que la graduación se ha remplazado por una escala graduada directamente en altitudes.

Anteriormente se ha dicha que la presión en la superficie de la tierra es igual al peso por unidad de superficie de la columna vertical de aire que se extiende desde la superficie terrestre hasta el límite superior de la atmósfera. Por lo tanto, la presión depende de la densidad del aire que, a su vez, depende de la temperatura de la atmósfera. A mayor temperatura, menor densidad.

Las variaciones de temperatura con la altitud introducen, pues, dificultades en los problemas de altimetría. (la altimetría trata de la medida de las altitudes con la ayuda de los barómetros aneroides).

Por esta razón, es aconsejable suponer, en primer lugar, una atmósfera con­vencional en que las variaciones de lo temperatura con la altitud sean conocidas. Esta atmósfera es conocida con el nombre de atmósfera tipo de la OACI. De ella se tra­tará en el próximo tema.

En la práctica, existen ligeras diferencias entre la atmósfera real y la at­mósfera tipo hipotética. Pero es posible ajustar los altímetros de manera que indi­quen altitudes exactas.

Variación de la presión con la altitud

La presión atmosférica en la superficie de la tierra es igual al peso por unidad de superficie de una columna vertical de aire que se extiende desde la superfi­cie de la tierra hasta el límite superior de la atmósfera. A medida que se asciende, la presión desciende ya que disminuye la altura de la columna de aire que se encuentra sobre el observador.

El grado de descenso de la presión con la altitud no es constante. Cerca del nivel medio del mar, por ejemplo, la presión disminuye un milibar aproximadamente, cuando se asciende 8,5 m. Mientras que, cerca de loe 5.500 metros de altitud, es ne­cesario ascender 15 m para obtener el mismo descenso de presión y, a altitudes supe­riores, hará falta un desnivel aún mayor para que el barómetro acuse la misma disminu­ción. Estos valores no son más que aproximados, ya que la temperatura influye también en el descenso de la presión con la altitud.

Barografos

Un barógrafo es un barómetro registrador que proporciona un diagrama conti­nuo de la presión atmosférica en un determinado intervalo de tiempo. El elemento sen­sible está constituido generalmente por un dispositivo aneroide.

Está formado por una serie de cápsulas aneroides colocadas unas a continua­ción de otras, de manera que sus deformaciones se sumen y comuniquen al estilete un movimiento más vigoroso. Un sistema de palancas amplifica la dilatación o la contrac­ción de las cápsulas. Estas deformaciones son transmitidas a un brazo provisto en su extremo de una pluma que se desplaza en arco de círculo sobre una banda de papel arro­llada sobre un tambor; éste gira, movido por un aparato de relojería, a razón de una vuelta por semana y así se obtiene un registro continuo de la presión atmosférica en la estación considerada.

Barómetros aneroides

Un barómetro aneroide está constituido por una cápsula metálica flexible her­méticamente cerrada, en el interior de la cual se ha hecho completa o parcialmente al vacío. Por la influencia de las variaciones de presión atmosférica, los centros de las dos membranas opuestas de la cápsula barométrica se acercan más o menos. Por ejemplo: si la presión atmosférica aumenta, las paredes de la cápsula tienden a acercarse más la una a la otra.

Un sistema de fuertes resortes impide a la cápsula aplastarse bajo la acción de la presión atmosférica exterior. Por lo tanto, para una presión dada, se producirá equilibrio entre la tensión del resorte y la fuerza ejercida por la presión exterior.

Una de las membranas de la cápsula está fija, mientras que la otra está uni­da a una aguja que se desplaza delante de un cuadrante graduado en presión. Las deformaciones de la cápsula se amplifican por un sistema de palancas que une la aguja a la membrana móvil de la cápsula.

Un barómetro aneroide debe calibrarse comparándolo con un barómetro de mercu­rio. Aunque el barómetro aneroide sea menos exacto, tiene sobre el barómetro de mercu­rio la gran ventaja de ser muy portátil y poco voluminoso, lo que lo hace particularmente práctico para la navegación marítima y para su empleo sobre el terreno.

Las causas de los errores en las medidas hechas con barómetros aneroides son debidas principalmente a la incompleta compensación por temperatura. El debilitamien­to del resorte, a consecuencia del aumento de temperatura, da como resultado que la presión indicada por el instrumento sea demasiado elevada.

También se producen errores de elasticidad. Si un barómetro aneroide está sometido a una variación rápida e importante de presión, el instrumento no indicará inmediatamente la presión verdadera. Este retraso se llama histéresis y puede pasar un lapso de tiempo considerable antes de que la diferencia entre el valor leído en el barómetro y la presión verdadera sea despreciable.

Asimismo se producen lentas modificaciones de las propiedades del metal de la caja aneroide. Estas modificaciones, llamadas seculares, sólo se pueden calcular comparándolo periódicamente con un barómetro normal.

Presion atmosferica: Corrección de la aceleración de la gravedad

La lectura de un barómetro de mercurio a una presión y a una temperatura dadas depende de la aceleración de la gravedad que, a su vez, varía con la latitud y con la altitud.

Los barómetros se calibran de manera que den lecturas barométricas exac­tas con la aceleración normal de la gravedad o sea: 9,80665 ms . Para otro valor de la gravedad, las valores de la presión leídos sobre la escala del barómetro deben ser corregidos. Si el barómetro se utiliza en un sitio fijo, estas correcciones pueden fácilmente ser calculadas en una sola tabla. Entonces, para obtener la presión al nivel de la esta­ción, es suficiente aplicar una sola corrección:

La correspondiente a la temperatura leída en el termómetro fijo del barómetro.

Presión Atmosferica: Corrección del error de temperatura

Las lecturas del barómetro deben ser reducidas a los valores que se ob­tendrían si el mercurio y la escala estuviesen sometidos a la tempera­tura normal de 0°c.

Los barómetros destinados a fines meteorológicos son calibrados comparándolos con barómetros patrones de gran precisión. En el primer cali­brado, todas las diferentes partes del barómetro, tales como el mercu­rio, la escalas, la cubeta, el tubo de vidrio, etc. Se llevan a la tem­peratura de 0°c. Toda desviación respecto a esta temperatura modifica las dimensiones de los diferentes órganos.

Por esta razón, cada barómetro lleva colocado un termómetro en un sitio tal que indique la temperatura media de los diversos órganos que compo­nen el instrumento. Este termómetro se llama termómetro unido. Su lec­tura permite corregir las medidas barométricas reduciéndolas a la tempe­ratura normal de 0°c.

Análisis Meteorológico: Operación Barbarroja (parte 2)

En 1941, el invierno llegó a Rusia antes de lo esperado. Al comienzo, eso no fue adverso para las tropas alemanas sino beneficioso porque acortó la época de la "Rasputitza", el período de fuertes chaparrones que dos veces al año convierte los caminos del norte y centro de Rusia en lodazales. Normalmente la nieve comienza a mediados de noviembre en el centro de Rusia y el frío intenso la segunda quincena de diciembre. Pero en 1941, la temperatura bajó a niveles bajo cero en noviembre congelando los caminos, lo que favoreció la marcha de camiones, Panzers y vehículos blindados.

Hay controversias sobre las condiciones climáticas en Rusia en el invierno de 1941-1942. El General von Bock, comandante del grupo de Ejércitos Centro, dice en su diario que el 5 de noviembre de 1941 la temperatura bajó a -29°C y Albert Seaton dice que el 24 de noviembre estaba en -30°C. Por su parte el General Zhukov dice que en noviembre las temperaturas en Moscú se mantuvieron estables entre -7° y -10°C. Otros informes del servicio de meteorología ruso dicen que en noviembre de 1941 las temperaturas en el área de Moscú fueron de -17.3°C. Otros informes indican temperaturas de -40° y al menos uno de -53°C.

Hay que tener en cuenta que los valores absolutos de temperatura son irrelevantes porque un soldado vestido inadecuadamente de hecho puede sufrir de congelamiento a temperaturas apenas inferiores a -10°C.

La altura de la nieve en el área de Moscú-Leningrado según el General Emerenko fue de 70 cm a 1,5 metros. Tal cantidad de nieve dificultó la marcha de las tropas alemanas, pero también lo hizo con las tropas rusas. Al menos en Demyansk, la nieve impidió que las tropas alemanas cercadas fueran aniquiladas por los rusos quienes se vieron impedidos de poder continuar el ataque.

El exceso de confianza de Hitler le hacía pensar, que en otoño finalizaría la campaña en Rusia y que podría retirar dos tercios de las divisiones manteniendo el resto como fuerzas de ocupación en Rusia. La ropa de invierno, en número suficiente para satisfacer las necesidades de sólo un tercio de las fuerzas, llegó demasiado tarde debido a las enormes dificultades que la Wehrmacht experimentaba con el transporte. El 30 de noviembre, von Bock le informaba al Mariscal de Campo von Brauchitsch, que los abrigos de invierno para las tropas no habían llegado y que la temperatura era de -45º C.

Al finalizar el año, la Wehrmacht sufrió 100 mil casos de congelamiento, más de 14 mil con necesidad de amputación y al finalizar ese invierno las bajas alemanas sumaban 250 mil, con más del 90% por casos de congelamiento de segundo y tercer grado. A eso se sumaron miles de casos de neumonía, gripe y pie de trinchera.

El impacto de esas cifras fue enorme, aunque los soviéticos habían perdido 1 millón de hombres, entre muertos, heridos y capturados para diciembre de 1941, todavía eran capaces de obtener reemplazos de su enorme población asiática. Por el contrario, las bajas alemanas, al 26 de noviembre, fue de 375 mil muertos, perdidos en acción e incapacitados y eran irreemplazables. En abril de 1942, las pérdidas alemanas fueron de 625 mil hombres.

Presión Atmosferica: Corrección del error instrumental

En principio, si la graduación está bien hecha, la escala de lectura debe permitir calcular con exactitud la diferencia de nivel entre las superficies de mercurio en la cubeta y en el extremo del tubo. Pero en la práctica, a menudo es imposible obtener una fijación o una división exacta de la escala.

Además, el mercurio no moja el vidrio del tubo y, por lo tanto, presen­ta un menisco convexo (el menisco es la superficie curva que se forma en la extremidad superior del líquido contenido en el tubo). En este caso, lo fuerza de cohesión entre los moléculas de mercurio es más grande que la fuerza de adhesión entre el vidrio y el mercurio.

Debido a ello, el nivel del mercurio en el tubo asciende. Por el contrario, el agua sube en los tubos estrechos y su superficie libre se eleva a lo largo de las paredes del tubo. En los dos casos, a esto se le llama fenómeno de capilaridad.

También pueden producirse pequeños errores a causa de la presencia de aire residual en el espacio situado sobre la columna de mercurio. Otra causa de errores de lectura proviene de la refracción o de la desviación de los rayos luminosos a través del vidrio del tubo.

En un buen barómetro, estos diferentes errores no deberán exceder de al­gunas décimas de milibar. La suma de todos ellos constituye el error instrumental que figura en el certificado de calibración del instrumen­to. Este certificado se extiende después de compararlo con un barómetro patrón.

Reducción de las lecturas del barómetro a las condiciones normales

Como la altura de la columna de mercurio de un barómetro no depende sólo de la presión atmosférica, sino también de otros factores (principalmente de la temperatura y de la aceleración de la gravedad), es necesario especificar las condiciones normales en las cuales el barómetro debería teóricamente dar las lecturas exactas de la presión. Para las aplicaciones meteorológicas, las escalas de los barómetros de mercurio deberán estar graduadas de forma tal que den directamente los lecturas exac­tas en unidades normales, cuando el instrumento da entero está sometido a la temperatura normal de 0°c y a la aceleración normal de la gravedad de 9,80665 ms .

Con el fin de que las lecturas de los barómetros hechas a horas diferentes y en lugares distintos puedan ser comparables, es necesario hacer las correcciones siguientes:

-corrección del error instrumental;

-corrección de temperatura;

-corrección de la aceleración de la gravedad.

Barómetros de Mercurio

El científico italiano torricelli realizó la experiencia siguiente: cogió un tubo de vidrio de 80 cm, aproximadamente, de longitud, cerrado en uno de sus extremos. Lo llenó de mercurio y luego lo invirtió, introduciendo la extremidad infe­rior abierta en un recipiente que contenía mercurio.

Torricelli comprobó que el nivel del mercurio bajaba en el tubo y se estabi­lizaba a una altura de 0,76 m, aproximadamente, sobre la superficie libre del mercu­rio contenida en el recipiente. Explicó este fenómeno enunciando que la atmósfera de­bía ejercer una presión sobre la superficie libre del mercurio de la cubeta y que su valar debía ser igual a la ejercida por el peso de la columna contenida en el tubo.

Este fue el primer barómetro de mercurio. La altura vertical de la columna de mercurio no depende de la inclinación del tubo. El valor de la presión atmosféri­ca puede ser, por lo tonto, expresada en altura de mercurio. Sin embargo, esta altu­ra debe ser corregida para reducirla a la que tendría en las condiciones normales de Temperatura y de aceleración de la gravedad.

Habitualmente, las estaciones meteorológicas están equipadas con dos tipos de barómetros de mercurio: el barómetro fortín y el barómetro de cubeta fija (llamado a menudo barómetro de tipo kew).

Como de lo que se trata es de medir la distancia entre el extremo de la co­lumna de mercurio y el nivel superior del mismo en la cubeta y toda variación de la altura de la columna de mercurio supone un cambio de nivel de mercurio en la cubeta, es necesario, para evitar esta dificultad, recurrir a una de las siguientes soluciones:

En el barómetro fortín, el nivel del mercurio en la cubeta puede hacerse variar poniéndolo en contacto con una punta afilada de marfil, cuya ex­tremidad coincide con el plano horizontal que pasa por el cero de la escala. Por lo tanto, para hacer la lectura de presión en un barómetro fortín, es necesario ajustar primeramente el nivel del mercurio en la cubeta, de forma que este nivel corresponda al cero de la escala;

En el barómetro de cubeta fija (que es a menudo llamado barómetro de tipo kew), la escala grabada sobre el instrumento se construye de tal forma que compense las variaciones de nivel del mercurio. No hay, por lo tanto, necesidad de ajustar el nivel del mercurio.

Unidades de presión atmosférica

Cerca de la superficie terrestre, la presión atmosférica es 105 newtons por metro cuadrado aproximadamente, lo que equivale a un bar.

Debido a las ligeras variaciones que se producen en el transcurso de un día, se utiliza una unidad más pequeña que pueda señalar estas variaciones. En meteorolo­gía se empleo como unidad de medida de la presión la milésima parte del bar que se llama milibar:

1 bar = 1000 milibares.

Una presión de un milibar es pues la presión ejercida por una fuerza de 100 newtons por cada metro cuadrado de superficie en contacto con el aire.

Por ejemplo: tomemos un tubo de vidrio de 1 metro de longitud. Lo llena­mos de mercurio y lo invertimos sobre una cubeta que también contiene mercurio. La columna de mercurio desciende en el tubo y se estabiliza a una cierta altura, dejando en lo parte superior del tubo sobre la superficie libre del mercurio un vacío. Esta experiencia muestro que la presión atmosférica es capaz de equi­librar el peso de la columna de mercurio contenida en el tubo.

La altura de la columna de mercurio varía evidentemente con la temperatura del mercurio y su peso es función del valor de la aceleración de la gravedad en el lu­gar de observación. Por lo tanto, y con el fin de hacer las observaciones comparables entre sí, los meteorólogos reducen lo altura de la columna de mercurio a la que ten­dría si las condiciones de temperatura y de gravedad fuesen normales. Se ha escogido como valor normal de la temperatura la del hielo fundente (0°c) y como valor normal de la aceleración de la gravedad la constante g=9,80665/ms².

Si en estas condiciones normales, la presión atmosférica puede equilibrar el peso de una columna de mercurio de 760 mm de altura, se dice entonces que la pre­sión es igual a una atmósfera normal. Esta presión es equivalente a 1013,250 mb.

Por lo tanto, en condiciones normales, se tendrá:

Puesto que 760 mm de mercurio equivalente a 1013,250 mb,

1 mm de mercurio equivaldrá a 1,333224 mb. Este unidad se llama milímetro de mercurio normal.

Naturaleza de la Presión Atmosférica

En física, los científicos hacen una distinción entre fuerza y presión. La presión es la fuerza ejercida por unidad de superficie.

Las moléculas y los átomos de nitrógeno, de oxígeno y de todos los demás gases atmosféricos bombardean a gran velocidad todos los cuerpos que se encuentran en contacto con ellos. La fuerza que ejercen por unidad de superficie del cuerpo se lla­ma presión atmosférica.

Como las moléculas de aire se desplazan en todos los sentidos, ejercen su presión en todas las direcciones.

En las proximidades de la tierra, la presión es siempre más alta puesto que su valor es igual al peso de la columna de aire situado encima de la unidad de super­ficie sobre lo cual se ejerce. A medida que se asciende, 'el número de moléculas y átomos de aire que se encuentran encima del observador disminuye y, por lo tanto, la presión atmosférica decrece cuando la altitud aumenta.

Presión Atmosferica

La atmósfera ejerce sobre el hombre una presión permanente debido al peso de los gases que la componen. En efecto, esta atmósfera esté constituida por millares de millones de moléculas y átomos que se agitan alrededor y encima de él a grandes velocidades, chocan unos contra otros y golpean la superficie de la tierra, los seres humanos y todos los cuerpos que encuentran.

El estudio de la presión atmosférica constituye una parte fundamental de los tratados de meteorología. Las diferencias de presión en el seno de la atmósfera son el origen de las grandes corrientes atmosféricas. Los vientos y, finalmente, todos los elementos meteorológicos, cualesquiera que sean, son debidos a estos diferencias de presión.

Análisis Meteorológico: Operación Barbarroja (parte 1)

El domingo 22 de junio de 1941, a las 3:15 de la madrugada en un gigantesco frente de 1.600 km entre el mar Báltico y el mar Negro, los alemanes pusieron en marcha a más de 4 millones de hombres: 3,5 millones de alemanes y 1 millón de aliados aglutinados en 225 divisiones, junto a 4.400 tanques y 4.000 aviones, convirtiéndola en la operación terrestre más grande de la historia. En un principio el ejército soviético se derrumbó. Las fuerzas acorazadas alemanas se movieron rápido y lejos, aislando y capturando grandes cantidades de soldados enemigos y de su equipo. La Lufftwaffe se ocupó de destruir la mayoría de los anticuados aviones de las fuerzas aéreas soviéticas antes de que pudieran despegar. En un mes Bielorrusia y el Báltico estaban en manos alemanas aunque en el sur hubo que esperar a agosto para alcanzar el río Dniéper, ordenando Hitler que parte del grupo centro se dirigiera al sur para cerrar una tenaza en torno a Kiev, lo que provocó la mayor captura de soldados enemigos de la historia (más de 800.000), pero hizo retrasar el asalto a la capital soviética, aunque también ayudó a asegurar el flanco meridional del grupo de ejército centro.

Desde el primer día de la invasión, las tropas alemanas habían recibido en muchos pueblos soviéticos (especialmente en el Báltico , Bielorrusia y Ucrania8 ) la bienvenida de multitudes entusiastas que los contemplaban como libertadores de la opresión otrora del zarismo y entonces del bolchevismo,8 pero Hitler despreció este apoyo, por considerarlo innecesario; en cuanto a los rusos, los consideraba subhumanos y, más tarde, mediante unidades especiales de las SS de Himmler, los trató con una dureza singular; al hacerlo, se enemistó con la gente común. Stalin, por su parte, abandonó astutamente su imagen intimidatoria que se había forjado durante la Gran Purga y apeló directamente a los civiles soviéticos llamándolos "hermanos y hermanas", en sus discursos radiados, para mantenerlos unidos. Asqueados por la brutalidad alemana e inspirados por la propaganda que invocaba al nacionalismo soviético en oposición a la amenaza germana (y ya no a la simple adhesión ideológica al régimen), los civiles de la URSS se unieron a Stalin. Tanto alemanes como rusos trataban brutalmente a sus prisioneros, dejándolos morir de hambre (hasta se registraban casos de canibalismo), o directamente fusilándolos.

En Octubre, los alemanes se dirigieron a Moscú, el invierno estaba en curso, el atraso inicial de la Operación de 4 semanas resultó ser crucial para la paralización del avance, el fango de las primeras lluvias otoñales hicieron que las operaciones casi se paralizasen, aunque lograron una última victoria en Viazma, comparable a la deKiev. Con los soldados alemanes logrando victoria tras victoria, los periódicos alemanes aseguraban que era una guerra prácticamente ganada. Las pérdidas rusas habían sido inmensas pero Stalin apeló al patriotismo mediante el recuerdo de la invasión napoleónica de 1812, trazando un paralelo entre ambos episodios, y olvidando momentáneamente toda ideología llamó a su pueblo a la defensa de la patria llamando al conflicto Gran Guerra Patria.

El grupo de ejércitos del norte llegó a las cercanías de Leningrado antes de agosto de 1941. Allí la resistencia soviética lo paró. En opinión de Hitler, conquistar Leningrado sería una operación demasiado costosa, por lo que decidió asediarla y rendirla por hambre estableciendo el Sitio de Leningrado, en el que más de dos millones de personas murieron por el hambre, el frío, el estado de ley marcial y los bombardeos. La ciudad resistió hasta que en enero de 1944 los alemanes fueron rechazados.

El momento crucial de la operación Barbarroja, sin embargo, fue cuando las tropas alemanas del grupo de ejércitos centro (Heinz Guderian) avanzó hasta 25 kilómetros de Moscú en diciembre de 1941. Sin embargo el intenso frío (-50 °C) y la llegada de divisiones de Siberia hizo retroceder a los alemanes 200 kilómetros hacia el oeste en la llamada batalla de Moscú. No hubo modo de volver a tomar dichas posiciones. Hitler destituyó a Guderian

Al no considerar la ciencia de la Meteorologia:

El "general invierno" de 1941-1942, con temperaturas históricamente extremas que limitaron la capacidad militar y moral del combatiente alemán. A ello se agrega que Hitler no esperaba un conflicto de larga duración contra los soviéticos y que la Wehrmacht no tenía forma, como se menciona anteriormente, de suministrar municiones, combustible y aditamentos para el invierno, decidiéndose por el armamento debido a la necesidad de mantener constantes los avances. Nótese que las anteriores campañas victoriosas de la Wehrmacht se habían desarrollado siempre en primavera o en otoño del Hemisferio Norte, pero jamás en invierno hasta 1941. ElEjército Rojo también padeció seriamente por la crudeza del invierno, pero su logística sí había previsto esta posibilidad.

El invierno ruso dura 5 meses, de noviembre a finales de marzo, y dificulta de gran manera el transporte debido a las gélidas temperaturas que se llegan a alcanzar. Dependiendo de la zona del país, se pueden llegar incluso a temperaturas de -60ºC, aunque en la capital, Moscú, las temperaturas mínimas alcanzadas son menos extremas: -30º.

Variación de la temperatura con la altitud

Esta variación decreciente de la temperatura en función de la alti­tud se llama gradiente térmico vertical.

En la troposfera, el gradiente térmico vertical tiene un valor medio apro­ximado de 6°c por kilómetro. Esto significa que si, por ejemplo, lo temperatura al nivel del mar es de 15°c, a la altitud de 5 km. Aproximadamente, alcanzaré el valor de -15°c (o sea: una baja de 30°c).

En las capas inferiores de la estratosfera, la temperatura no varía prácticamente con la altitud. Por lo tanto, el gradiente térmico vertical es nulo. Enton­ces se dice que esto parte de la atmósfera es isoterma (isoterma significa "de igual temperatura").

Si en ciertas regiones de la atmósfera la temperatura crece con la altitud, se dice, entonces, que el gradiente de temperatura vertical es negativo. Conviene re­cordar que, según esto, a un gradiente vertical negativo le corresponde un aumento de temperatura con la altitud. Por ejemplo: si la temperatura aumenta 2°c para un desnivel de 1 km., se dice que el gradiente térmico vertical es igual a -2°c por kilómetro.

Normalmente, en la troposfera, la temperatura decrece con la altitud. El gradiente térmico es, en promedio, positivo e igual a 6°c por km, aproximadamente.

Sin embargo, puede suceder que, en ciertas capas de la troposfera, la tempe­ratura aumente con la altitud. En este caso se dice que hay una inversión de tempera­tura dado que la variación normal de la temperatura en la troposfera está entonces invertida.

En la termosfera, la temperatura crece con la altitud y, por lo tanto, el gradiente vertical térmico vuelve a ser negativo en esta región de la atmósfera.

La temperatura de la atmósfera afecta a su densidad, la cual determina el peso de la columna de aire que está encima de la superficie sobre la cual se ejerce este peso, es decir: la presión atmosférica.

Variación diurna de la temperatura del aire en superficie

En el transcurso del día, las variaciones de temperatura son mucho menos marcadas sobre el mar que sobre la tierra. Lo variación diurna de la temperatura del agua del mar en lo superficie es generalmente inferior a 1°c y, por lo tanto, lo tempera­tura del aire cerca de lo superficie del mar es también estable para tiempo en calma.

Por el contrario, para las regiones desérticas situadas en el interior de los continentes, la temperatura del aire puede variar hasta 20°c entre el día y la noche. Cerca de los costas, esto variación de la temperatura depende mucho de lo di­rección del viento: lo amplitud de la variación es muy mercada si el viento viene de tierra, pero es más débil si el viento viene del mar. Las brisas locales de tierra y mar también tienden a atenuar la amplitud diurna de la temperatura.

Por regla general, cuando el tiempo está en calma la variación diurna de la temperatura del aire en superficie es más marcada. Si hay viento, el aire es removido en un espesor muy grande. Las ganancias y pérdidas de calor que se producen respectivamente durante el día y la noche, se reparten en un gran número de moléculas de aire y resulta que la amplitud diurna de la temperatura puede disminuir cuando hay viento.

En un lugar dado, la nubosidad reduce la amplitud diurna de la temperatura. Durante el día, las nubes no absorben o no difunden más que una débil parte de la ra­diación solar. Lo mayor parte de esta radiación es reflejada hacia el espacio y no alcanza, por lo tonto, la superficie de la tierra.

Por el contrario, de noche, los nubes absorben la radiación de gran longi­tud de onda difundida hacia el espacio por la superficie terrestre y vuelven o enviar i a esta superficie la energía calórica. Las nubes hacen, pues, el papel de una tapadera que impide que la superficie de la tierra se enfríe. Por lo tonto, con tiempo cu­bierto, a amplitud diurna de temperatura es relativamente débil.

También influyen en la amplitud diurno de la temperatura del aire en super­ficie, la naturaleza de la superficie terrestre y la conductibilidad térmica de la capa subyacente. Asimismo, tiene importancia la naturaleza del terreno circundante, pues la temperatura de un lugar dado puede ser modificada por el flujo de aire cáli­do o de aire frío que viene de las zonas vecinas.

Por ejemplo, la radiación nocturna produce un enfriamiento superficial de lo tierra. El aire situado en la proximidad del suelo se enfría y se vuelve más pe­sado. Si el terreno está en pendiente, este aire frío desciende hacia niveles inferiores (viento catabático). Durante el día se produce el fenómeno inverso a causo del calentamiento de la pendiente, el aire que se encuentra en contacto con el suelo se calienta y sube a lo largo de esto pendiente (viento anabático); el aire más frío y, por lo tanto, más denso, viene a remplazar por abajo al que se elevo. Sin embargo, un viento anabático es generalmente menos fuerte que un viento catabático, a causa de la gravedad que actúa en contra del movimiento ascendente.

La influencia del medio ambiente circundante se hace evidente en las gran-des ciudades. En noches claras y calmas, las temperaturas registradas en el centro de la ciudad pueden sobrepasar en 5°c las observadas o proximidad de campos de depor­tes. Durante el día, las temperaturas están igualmente influenciadas por el calor desprendido por los edificios de la ciudad y por todo género de actividades que en ella se desarrollan.

Temperatura del aire en superficie

En lenguaje meteorológico, se entiende por temperatura del aire en superficie la temperatura del aire libre a una altura comprendida entre 1,25 m y 2 m sobre nivel del suelo. Generalmente se admite que esta temperatura es representativa de las condiciones a que están sometidos los seres vivientes en la superficie de la tierra.

Esa temperatura del aire a ser definida puede, sin embargo, ser diferente de la temperatura del suelo. En un día calido y soleado la temperatura del suelo puede ser superior a la temperatura del aire en superficie, mientras que por lo contrario puede ser netamente inferior durante las noches frías o glaciales.

Principales tipos de termómetros

A continuación se dan datos sobre la estructura y funcionamiento de los principales modelos de termómetros.

A) termómetro de líquido en tubo de vidrio.

Los líquidos que se utilizan más frecuentemente son el mercurio y el alcohol etílico. El mercurio no se puede emplear como líquido termométrico más que por encima de los -36°c, ya que su punto de congelación se encuentra justamente a esta temperatura. Para temperaturas más bajas, el alcohol etílico puro de 100/100 da resultados satisfactorios.

Este termómetro está constituido por un depósito de vidrio, esférico o cilíndrico, que se prolonga por un tubo capilar también de vidrio, cerrado en el otro extremo. Por el calor, el líquido encerrado en el depósito pasa al tubo y hace subir la columna capilar. La temperatura se lee sobre la graduación que corresponde al extremo de la columna de líquido cuando se para.

Existen termómetros de líquido en tubo de vidrio especialmente realizados para medir la temperatura más alta (máxima) o la más baja (mínima) que experimenta el termómetro.

B) termómetros de liquido en envoltura metálica.

El órgano sensible de este termómetro es, realmente, un manómetro calibrado para indicar temperaturas. Este tipo de instrumento se utiliza a menudo como termómetro en los motores de automovil.

Algunos termógrafos también están basados en este principio. En este caso, el estilete indicador tiene en su extremo una pluma con tinta que se desplaza sobre un diagrama arrollado en un cilindro que gira a velocidad constante.

C) termómetros de par termoeléctrico.

Un termopar se compone de dos hilos de metales diferentes soldados en sus extremos. Cuando las temperaturas de cada soldadura son diferentes, se origina una fuerza electromotriz que es función de esta diferencia de temperaturas; la cual viene indicada por un voltímetro calibrado para este fin.

Los termómetros de par termoeléctricos se utilizan mucho como pirómetros, es decir como instrumentos para medir temperaturas muy elevadas. También en ciertas aplicaciones especiales se emplean para medir bajas temperaturas.

D) termómetros bimetalicos.

El órgano sensible llamado lámina bimetálica está formado por dos láminas metálicas escogidas entre metales que tengan sus coeficientes de dilatación lo más diferente posible, y están soldadas una contra la otra, a lo largo de toda su longitud. Cuando la temperatura varía, una de las láminas se dilata más que la otra, obligando a todo el conjunto a curvarse sobre la lámina más corta.

Las láminas bimetálicas pueden estar inicialmente enrolladas en espiral. En este caso la lámina interior está hecha del metal que se dilata más, de esta forma cuando la temperatura aumenta, la espiral se desenrolla. Este movimiento se amplifica por un sistema de palancas sujetas a la extremidad libre de la espiral y que termina en una aguja que indica la temperatura.

Este principio generalmente se emplea en los termógrafos para obtener un registro continuo de la temperatura.

E) termómetros de resistencia de platino.

El principio en que se basa el funcionamiento de este termómetro es la variación de resistencia de un hilo de platino en función de la temperatura. Una pila proporciona la corriente eléctrica y un aparato de medida permite traducir las variaciones de resistencia en indicaciones de temperatura. También se puede construir este tipo de instrumentos de forma tal que proporcionen un registro continuo de la temperatura (termógrafo).

El termómetro de resistencia de platino es un instrumento muy preciso que permite medir una gran gama de temperaturas.

F) termistancias

La conductividad de ciertas sustancias químicas varía notablemente con la temperatura; su resistencia eléctrica disminuye cuando la temperatura aumenta. Esta propiedad es la que se aprovecha para construir los termómetros de termistancias.

Estos instrumentos tienen la ventaja de que son robustos y de pequeñas dimensiones, y por esta razón se utilizan como termómetros de los radiosondas. La resistencia del circuito eléctrico varía a medida que la temperatura cambia con la altitud, y estas variaciones modulan las señales radioeléctricas transmitidas a un receptor que se encuentra en la superficie de la tierra. Estas señales se registran en un diagrama que, una vez analizado, permite determinar la temperatura del aire a diferentes niveles hasta una altitud de 30 km., aproximadamente.