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Así, los vientos alisios del Atlántico en el hemisferio austral, 
establecen una corriente de SE. á NO. y humedecen toda la 
región cálida de la América del Sur desde el paralelo 23, que es 
el límite meridional de la zona de los vientos constantes en ese 
océano, hasta mas allá del ecuador. Pero el alisio del mar Pací- 
fico sopla en nuestro hemisferio en dirección de Australia, 
y deja sin humedad las costas occidentales de la América 
meridional desde la latitud 21 hasta el paralelo 10, que es, según 
Kaemtz, la extensión de la faja de estos vientos en el Pacífico 
del Sur. De manera que todo el vapor atmosférico de la porción 
tórrida de esta parte de América, viene solamente del Atlánti- 
co, es decir del lado de sus costas orientales. 
Admitiendo como cierto este origen único de la humedad de 
nuestra atmósfera, es muy fácil explicar el fenómeno de la falta 
de lluvias en nuestro litoral. Babinet encuentra, en efecto, una 
razón muy sencilla y clara, y es la siguiente: obedeciendo los 
vientos alisios del Atlántico su fuerza de impulsión en sentido 
de NO., atraviesa oblicuamente toda la América del Sur en una 
extensión longitudinal de más de dos mil millas geográficas, des- 
cargando á su paso en la cordillera del Brasil, una gran cantidad 
del vapor acuoso que arastran del mar, hasta que la elevadísima 
cadena de los Andes condensa el último resto de vapor que 
aquellos vientos contienen, privando de esta manera á nuestro 
litoral de la única fuente de humedad que pudiera tener su at- 
mósfera. 
Renou ha propuesto otra explicación. Según él, la corriente 
ascendente del aire es en nuestro litoral tan impetuosa, y con- 
serva tal temperatura, que hace imposible la precipitación de su 
vapor acuoso, el cual, para pasar al estado líquido, necesita, en 
opinión del mismo físico, no solamente saturar el aire, sino tam- 
bién cambiar bruscamente de temperatura: circunstancia que no 
puede existir en nuestra atmósfera, porque se oponen sus con- 
diciones especiales. 
Pero aún suponiendo que un exceso de saturación fuese bas- 
tante para precipitar en lluvia el vapor atmosférico de nuestro li- 
toral, necesitaría subir en el verano más de 3,800 metros para en- 
contrar la temperatura de su saturación, como se puede ver por 
el siguiente cálculo aproximado. 
Admitiendo que el calor mínimum de las capas inferiores de la 
atmósfera sea en los arenales de nuestra costa de 26° en los días 
de estío, y que la cantidad de su vapor acuoso permanezca en 
una proporción de 33 por 100 del punto de saturación; resulta, 
que la tensión del vapor en esas condiciones es de 8' 6 próxima- 
