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MAREA ATMOSFERICA 177 
del suelo á pesar de su descenso rápido en las cercanas, como lo acla- 
raremos) toma valores negativos; de manera que la presión total sufre 
un aumento dh=dp—df, siendo dp creciente lentamente hasta laépoca 
del segundo máximo (hacia las 10” p. m.) A partir de esta hora del 
máximo, la temperatura varía ya con mucha lentitud, por lo que la 
atmósfera queda en las condiciones de la fórmula 3 bis para B nulo y, 
por consecuencia, d p tiende á permanecer invariable, quedando dh 
solo en función de d f que es negativo, por cuya razón H tiende á un 
mínimo (el de las 4” a. m.). Dicho mínimo será menor que el de la 
tarde, por ser d f que exclusivamente lo produce de un débil valor, 
al contrario del mínimo de la tarde, por ser d p mucho menor. Al ama- 
necer se acentúa el aumento de la temperatura y entonces d f se hace 
positivo y creciente, lo que origina el máximo de H, que debe ser ma- 
yor que el nocturno, como es fácil de prever, atendiendo á que á la 
presión del máximo nocturno se añade d fque es positivo y de alto valor, 
Como se ve, la discusión de la ecuación (5) explica todas las particu- 
laridades del fenómeno, no teniendo de hipotético más que el término 
d f. Falta ahora demostrar que realmente existe esta tensión térmica. 
En efecto, el aire, como cuerpo diatérmano se calienta por su contacto 
con el suelo; pero cuando se calienta disminuye progresivamente de 
densidad y entonces se produce otro fenómeno distinto, á saber: el cal- 
deo por convexión. Pero cuando se enfría su densidad crece propor- 
cionalmente al descenso de 0, y puede diferir tanto cuanto se quiera 
de la densidad de las capas superiores; de manera que en estas condi- 
ciones se puede volver á calentar durante cierto tiempo sin ascender, 
puesto que su densidad debe disminuir por el calor hasta igualarse 
con la de las capas superiores. Este caldeo produce necesariamente un 
aumento en su fuerza elástica, que por su reacción produce una alza en 
la columna mercurial y que es la que hemos denominado f. 
Sean w y vw” las densidades del aire á las temperaturas de equilibrio 
T y T' junto al suelo y á una corta altura z. Para que haya equili- 
brio basta la condición que expresa la fórmula 
+ log Y (1 +u4T5)....... (6) 
2 
const 
log w (14 a«T) = 
