interpretacion_mapas_meteo

CURSO SOBRE INTERPRETACION DE MAPAS
METEOROLOGICOS
extraido de:
http://foro.meteored.com/index.php/topic,5487.0.html
CURSO DE MAPAS 1
Muy buenas. Hoy es 8 de septiembre y toca ya empezar con el curso de mapas según lo
acordado. Y también según lo prometido este curso va a ser muy pero que muy informal, en el
sentido de que yo me comprometo a una introducción de cada capítulo y después espero que
todas las dudas, detalles y clarificaciones vayan surgiendo de los mensajes de los foreros,
algunos de los cuales saben bastante más que yo de esto.
También según lo acordado vamos a dividir el curso en seis capítulos o sesiones:
1ª) Tipos de mapas meteorológicos
2ª) Mapas de superficie
3ª) Utilidad del mapa de superficie
4ª) Mapas de altura
5ª) Utilidad de los mapas de altura
6ª) Otros tipos de mapas
Todos los lunes comenzamos una nueva sesión y eso deja una semana cada vez para
comentarios, dudas, discusiones, etc. Como excepción, en el primer capítulo la introducción tiene
que ser un poco más larga que en los siguientes por lo que lo vamos a separar en dos partes, (I)
que aparece a continuación y (II) que saldrá el lunes día 15
Todos los ejemplos los vamos a tomar de la sección llamada ”modelos” en la página de Meteored
y eso de llamarle “modelos” a esa sección es un poco discutible, como veremos el próximo día.
Durante este curso propongo resistirse con firmeza a la tentación (que será intensa para alguno
de los foreros más sabios) de recurrir a la física matemática. Como dijo un famoso meteorólogo
noruego, no hay ningún concepto físico conocido que no pueda ser expresado razonablemente
con el lenguaje corriente.
Y sin más preámbulos ahí va la introducción del Capítulo 1º, Parte I:
QUE ES UN MAPA METEOROLOGICO.
Un mapa meteorológico trata de representar sobre una zona de la Tierra los valores de una
variable atmosférica, en superficie o en niveles superiores. A veces los mapas describen también
la situación de algunos fenómenos atmosféricos de forma tridimensional. Los métodos de
representación pueden ser diferentes.
Tomemos por ejemplo el primer “modelo” que cada día podemos encontrar en la sección de
modelos de Meteored. Se trata del ECMWF. “Pinchamos” sobre estas siglas y elegimos la primera
opción “500hPa,SLP (WZ) 72h” Iremos tratando más despacio el significado de esas abreviaturas
y otras similares pero por ahora adelantemos que:
500hPa significa que el mapa nos ofrecerá alguna variable al nivel de 500 hectoPascales (también
veremos otro día a que altitud, o mejor dicho, altitudes, está ese nivel)
SLP significa Presión a Nivel del Mar (Sea Level Pressure; vamos a encontrarnos a menudo con
un poco de inglés y a veces de alemán). La Presión a nivel del mar, no obstante ese nombre,
puede medirse en cualquier punto de la superficie terrestre; volveremos sobre ello.
72h significa que el mapa que vamos a ver es una predicción para 72 horas después del momento
en que se observaron los valores reales con los que se ha preparado el mapa.
(WZ) son la siglas de Wetter Zentrale, un conocido portal alemán de meteorología. Aunque el
mapa corresponde all modelo del ECMWF, la representación gráfica la ha realizado Wetter
Zentrale
Al pinchar sobre 72h el día 3 de septiembre (que es cuando estoy escribiendo esto) obtuve el
siguiente mapa:
En todo mapa meteorológico conviene, antes de nada, examinar lo que dice su “etiqueta”. En este
caso tenemos:
Init : Tue,02SEP2003 12Z – El mapa se preparó con valores iniciales del martes 2 de septiembre a
las 12Z (Z indica tiempo medio de Greenwich, dos horas menos que la oficial en España)
Valid : Fri05SEP2003 12 Z – El mapa es válido para el viernes 5 de septiembre a las 12Z, es decir
72 horas después de los datos iniciales, como ya sabíamos por Meteored
500 hPa Geopot (gpdm) – La primera variable representada es el Geopotencial al nivel de 500
hPa. Meteored nos había dicho que había una variable representada a ese nivel pero no que se
trataba del Geopotencial. En cuanto a (gpdm) son la unidades empleadas: decámetros
geopotenciales. Ya veremos otro día lo que significa esto; es sencillo.
Und Bodenruck (hPa) – “y presión en superficie” (presión al nivel del mar). Tranquilos que en
cuanto uno se familiariza un poco con los mapas no es necesario saber alemán. (hPa) indica que
las unidades de presión empleadas son hectopascales (lo mismo que “milibares”).
Tenemos pues un mapa con dos variables representadas al tiempo, el geopotencial a 500 hPa y la
presión a nivel del mar. Una de ellas está representada por las líneas blancas y la otra por colores.
¿cómo sabemos cual es cual? No nos lo indican. Aquí no hay más remedio que apoyarse en
algún conocimiento básico: los valores de la presión a nivel del mar en la Tierra se sitúan
alrededor de 1013 hPa (40 arriba o abajo como máximo), así pues las líneas blancas representan
sin duda la presión a nivel del mar porque están etiquetadas con valores en torno a 1013.
Una representación como esa, por “isolíneas”, es la más común en los mapas meteorológicos.
Las isolíneas unen puntos donde la variable tiene exactamente el valor que dice la etiqueta de la
isolínea. En este caso dicha variable es la presión a nivel del mar y las isolíneas se llaman
isobaras. La isobara que pasa por Portugal está etiquetada con el valor 1020, así pues en todos
los puntos por donde pasa, la presión a nivel del mar será de 1020 hectopascales.
También puede verse en este mapa alemán que las isobaras están etiquetadas de cinco en cinco
hectopascales. La presión a nivel del mar es una variable que cambia continuamente al
desplazarnos de un punto a otro de la tierra, es como se dice en física una magnitud “escalar”. Por
eso la presión de un punto por donde no pasa ninguna isobara puede deducirse de las isobaras
más cercanas. ¿Qué presión existirá en Madrid? Madrid está más o menos a medio camino entre
la isobara que pasa por Portugal (1020) y la que pasa por Baleares (1015), por lo que podemos
deducir que la presión a nivel del mar en Madrid estará en torno a 1017,5 hPa.
Sobre el Atlántico, al oeste de la Península Ibérica, aparece un sistema de isobaras cerradas. La
más céntrica tiene el valor 1030 y la que la rodea por fuera 1025. Está claro que la presión crece
hacia el centro de esa zona cerrada. Se trata de un anticiclón o área cerrada de altas presiones.
En el centro de la zona cerrada por la isobara de 1030 la presión será máxima, pero como mucho
alcanzará el valor de 1034 hPa, porque si llegase a 1035 se habría trazado otra isobara interior.
En cambio, al sur de Groenlandia aparece una zona cerrada de bajas presiones (una depresión o
borrasca) porque cuanto más nos acercamos al interior menor valor tienen las isobaras. El centro
está rodeado por el pequeño círculo de la isobara de 985 hPa. En su interior la presión será
todavía algo más baja.
Ahora pasemos a la otra variable, el Geopotencial de 500 hPa. Su representación se efectúa
mediante zonas coloreadas. En realidad se trata del mismo método anterior de las isolíneas, pero
a las zonas entre dos isolíneas dadas se les adjudica un color particular según la escala de la
derecha. En la Península Ibérica, por ejemplo, hay tres franjas de colores. A la franja central en la
que queda situada Madrid, si miramos cuidadosamente la escala, le corresponde un gepotencial
entre 580 y 584 decámetros geopotenciales (gpdm). Eso significa que el límite más al norte de esa
zona coloreada será la isolínea de 580 gpdm y su límite al sur la isolínea de 584 gpdm.
Si nos fijamos en la parte norte del mapa, el límite entre la zona amarilla y las zonas verdes está
resaltado con una línea negra gruesa etiquetada como 552. Se trata de la isolínea de 552 gpdm
que se destaca a propósito ya que 552 gpdm es el valor medio del geopotencial de 500 hPa sobre
toda la Tierra.
Y hasta aquí la primera parte de este primer capítulo. Os habréis dado cuenta que para hablar de
cómo se representan las variables en los mapas, nos hemos metido ya un poco en cuestiones
posteriores (presión reducida al nivel del mar, geopotencial, isobaras, anticiclones, depresiones
etc.) lo cual va a ser inevitable y no viene mal del todo. El próximo lunes seguiremos con otros
asuntos: Campos básicos y campos derivados. Mapas de análisis y mapas previstos. Que es un
modelo de predicción. Hasta entonces se abre el turno de comentarios y cuestiones de todo tipo,
incluidas críticas no muy agresivas, a esta introducción y al introductor.
CURSO DE MAPAS 2
Vamos a seguir con algunas otras características generales de los mapas meteorológicos. No hay
duda que la parte más interesante de este curso va a llegar cuando hablemos de su interpretación
y utilidad, pero estas cuestiones previas, que bastantes ya conocen, son importantes y bastante
útiles antes de atacar las otras.
MAPAS DE ANALISIS Y MAPAS PREVISTOS
Las observaciones efectuadas con instrumentos en diferentes puntos de la tierra tanto desde el
suelo como desde globos sonda, aviones, satélites etc. permiten preparar mapas de los valores
reales de las variables observadas en un momento dado (pasando por alto que las medidas nunca
son totalmente exactas y pueden llevar asociados errores de observación). Estos mapas
meteorológicos se llaman Análisis y ese término vendrá normalmente indicado en el mapa. Son
mapas que describen “lo que hay”, los valores de presión, temperatura etc. observados (casi
siempre a las 00 Z o las 12 Z que son las horas en que por convenios internacionales se realizan
mayor número de observaciones simultáneas) Los demás mapas son mapas previstos,
predicciones de “lo que habrá”
MODELOS DE PREDICCION
Hasta no hace muchos años los meteorólogos efectuaban los análisis manualmente mediante
interpolación de los datos de observación con ayuda de algunas otras nociones. Las predicciones
se basaban sobre todo en métodos empíricos y en la experiencia. Su fiabilidad era muy escasa
para más de 48 horas.
La introducción de los modelos numéricos ejecutados por ordenador proporcionó para la
predicción del tiempo un avance como el que supuso usar automóviles en lugar de caballos o aún
mayor. Un ordenador de alta capacidad analiza las observaciones de manera mucho más rápida y
perfecta que la mente humana e integrando muchos más datos (de satélites, aviones de línea, etc)
mediante procesos que se denominan de “asimilación de datos”. En las zonas donde existan
“vacíos de datos” o muy pocas observaciones, se utilizan los valores previstos por el modelo
anteriormente. Las técnicas actuales permiten rellenar estos huecos y obtener una malla o rejilla
continua en la horizontal y vertical de puntos con valores.
Pero las variables meteorológicas no son independientes entre si: Están relacionadas por las
ecuaciones dinámicas de la atmósfera. Los modelos deben de recalcular los valores de las
variables (presión, temperatura, etc..) para evitar inconsistencia, ruido, errores inherentes a la
medida, etc y así balancear y “cuadrar” los valores de las variables en los puntos de la malla. Este
proceso se le denomina inicialización y el resultado final es el verdadero mapa de análisis o de
partida de predicción del modelo. Las variables medidas originalmente han sido transformadas y
“retocadas”para permitir que el modelo pueda activarse y evitar problemas que harían inservibles
sus resultados. Por eso a veces puede suceder que midamos con nuestros instrumentos la
temperatura o la presión y nos encontremos con cierta desilusión que hay diferencias entre lo que
hemos observado en nuestra estación y el valor final que el análisis del modelo le da en esa
zona..
Cuando el análisis está listo los modelos efectúan en poco tiempo millones de operaciones para
calcular la evolución de las variables atmosféricas de acuerdo a ecuaciones de la física
atmosférica y diversos métodos matemáticos.
Todo el sistema físico-matemático-informático se suele denominar de forma abreviada “modelo de
predicción”, aunque en realidad el modelo propiamente dicho sólo sería la parte más matemática.
En este curso no tenemos tiempo para seguir hablando sobre los modelos de predicción y sus
diferentes tipos y características, pero si que nos interesa distinguir entre lo que es un modelo,
como sistema de predicción, y lo que es un mapa de ese modelo. Los modelos trabajan
adjudicando un valor inicial a cada variable en una malla como hemos dicho. Después el modelo
calcula el nuevo valor que tendrá la variable al cabo de diferentes períodos (los “alcances” de la
predicción). El resultado serán los nuevos valores para cada punto de la malla con mayor o menor
densidad de puntos dependiendo de las características del modelo.
Supongamos que un modelo ha calculado los valores de la presión a nivel del mar en la zona de
Europa para el alcance H + 24. A partir de esos datos puede trazarse un mapa con isobaras de
cinco en cinco milibares, o de cuatro en cuatro, o representar la distribución de la presión
mediante colores o con otros procedimientos. El mapa no es el modelo, es una representación
gráfica de los resultados del modelo. Por eso en el ejemplo del primer día veíamos un mapa del
portal alemán Wetter Zentrale correspondiente al modelo del ECMWF que es un centro
meteorológico europeo de predicción a plazo medio que está en Inglaterra. Wetter Zentrale no
tiene un modelo suyo pero puede aprovechar los datos del modelo ECMWF para preparar una
representación gráfica particular.
EJEMPLOS PRACTICOS
En la primera parte de este capítulo habíamos utilizado como ejemplo el modelo ECMWF de la
sección de modelos de Meteored. Alli no se puede encontrar ningún análisis ya que el Centro
Europeo de Predicción (ECMWF) no distribuye sus análisis por Internet. Pero vayamos ahora al
segundo modelo de la sección, el HIRLAM del INM. Pinchando allí nos encontramos una tabla con
muchas opciones (dirección: http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp ) Podría haberla
copiado debajo de éste párrafo, pero quizá sea más útil (y menos complicado para mi) abrir otra
ventana en vuestro ordenador y mirar la tabla al mismo tiempo que este texto. Vamos a referirnos
a ella y a sus mapas durante un rato.
La tabla está dividida en dos partes. La mitad superior corresponde a mapas del modelo HIRLAM
con inicialización a las 00 horas según se indica en la línea con fondo azul. Cada columna está
encabezada por el “alcance” de la predicción, el tiempo en horas que transcurre desde la hora
del análisis hasta la hora de validez del mapa. La primera columna corresponde al alcance
temporal 00 H lo que significa que todos los mapas de esa columna son análisis, mapas basados
en datos observados. Si pinchamos por ejemplo en la primera opción obtendremos el Análisis de
Superficie-Presión a nivel del mar a las 00 horas UTC (la hora UTC es la misma que la hora Z, o
sea tiempo medio de Greenwich).
La mitad inferior de la tabla, a partir de la segunda línea en azul, ofrece mapas de las mismas
variables y períodos pero con inicialización a las 12 horas. La primera columna (00 H)
corresponde igual que antes a los análisis. Si pinchamos en la primera opción de esta parte de la
tabla (debajo de la segunda línea azul) obtendremos el Análisis de Presión a nivel del mar, pero
esta vez de las 12 UTC (12 + 00 H = 12).
Los mapas de todas las demás columnas son mapas previstos.. Si por ejemplo pinchamos en la
tercera fila de la tabla y en la columna encabezada por 24 H obtendremos el mapa previsto de
temperaturas en superficie 24 horas después del análisis (H + 24 se suele indicar
abreviadamente), es decir los valores previstos de temperatura en superficie para las 00 UTC del
día siguiente al del análisis.
Dos cosas importantes y bastante lógicas:
1) Un mapa previsto es más fiable cuanto más corto sea su alcance. Las predicciones de los
modelos no son perfectas (los motivos se han comentado a menudo, por ejemplo en la RAM y en
el foro de Meteored) y su fiabilidad disminuye cuanto más tiempo transcurra desde el análisis
inicial.
2) Toda predicción depende del análisis inicial de partida del modelo. Por eso debemos elegir
mapas previstos correspondientes al análisis más reciente. El modelo HIRLAM por ejemplo tiene
dos “pasadas” diarias principales (primera y segunda parte de la tabla), a las 00 y 12 Z.
Supongamos que son las 16 UTC (las seis de la tarde en España) de hoy día 15. Queremos
comprobar si ya se han publicado las predicciones correspondientes al análisis de las 12 UTC.
Para ello pinchamos en un mapa cualquiera de la mitad inferior de la tabla de Meteored. Si el
mapa que obtenemos corresponde al análisis de las 12 del día 14, es que todavía no han salido
las predicciones del día 15 (en el HIRLAM-INM se publican unas 4-5 horas después del análisis).
Entonces es preferible utilizar la mitad superior de la tabla (Análisis de las 00 UTC del día 15) o
esperar hasta que salgan las de las 12 UTC.
CAMPOS BASICOS Y DERIVADOS
La distribución de las variables que un modelo calcula de acuerdo al procedimiento mencionado
antes, tales como presión, temperatura o viento suelen llamarse “campos básicos”. A partir de
esos resultados pueden calcularse o predecirse otras variables como por ejemplo la precipitación,
que se mide de acuerdo al tiempo (lluvia recogida en 3 horas, 12 horas etc.) o la cobertura nubosa
que es tridimensional y depende de las nubosidad existentes a diferentes altitudes o también otras
variables complicadas como las “advecciones de temperaturas o vorticidad” etc.. Esas variables
calculadas a partir de otras constituyen “campos derivados”. Fijaros por ejemplo en la tabla del
HIRLAM que cuando pedimos mapas de precipitación no hay análisis (alcance 00), ya que tiene
poco sentido medir la lluvia instantánea
En este cursillo creo que lo más oportuno es centrarnos sobre todo en los principales campos
básicos, a saber, mapas de superficie y de los diferentes niveles de presión (850, 500 , ...hPa)
donde se pueden representar el geopotencial o altura del nivel de presión, viento, humedad y
temperatura. A estos campos le llamaremos, a partir de ahora, campos básicos del modelo.
PREDICCION POR CONJUNTOS, ENS, Y SPAGHETTIS
A pesar de que vamos a centrarnos en los mapas meteorológicos más clásicos no está de más
mencionar algo sobre mapas producidos mediante un sistema de predicción que está empezando
a popularizarse. Una de las razones por la que las predicciones de los modelos no son perfectas,
y a partir de 5-6 días de alcance temporal muy poco fiables, se debe a las propias limitaciones del
análisis. Es imposible definir con suficiente exactitud el estado actual de la atmósfera mediante
observaciones que nunca son perfectas.
Los sistemas de predicción por conjuntos (en inglés sistemas “Ensemble”, abreviado ENS)
ejecutan un modelo de predicción repetidamente pero cada vez introduciendo pequeñas
variaciones aleatorias en las condiciones iniciales o de partida del modelo. Se obtienen así
resultados diferentes para cada una y en base a la menor o mayor dispersión del conjunto
tendremos una especie de predicción probabilística y también una cierta medida de la
“predecibilidad” de la atmósfera.
Veamos por ejemplo el apartado ENS de la sección de modelos de Meteored
(http://www.meteored.com/principal/ENS.asp ) Corresponde al sistema por conjuntos del modelo
americano MRF. Si pinchamos en “500 hPa Geopot. Spaghetti” y en el alcance 24 h. obtenemos
un mapa como éste:
Tenemos representadas las isohipsas de 552 y 576 decámetros geopotenciales para el nivel de
500 hectopascales (Isohipsas es el nombre que reciben las isolíneas de geopotencial. La de 516
no aparece aunque se mencione en la etiqueta ya que cae fuera del mapa. Ya aparecerá a
medida que el otoño y el invierno se aproximen) Cada línea de color representa una predicción
distinta para cada una de las diferentes condiciones iniciales. En este mapa para un alcance de 24
horas todas esas líneas son bastante coincidentes para las dos isohipsas, sólo hay pequeños
“desacuerdos”. Podemos concluir que con muy alta probabilidad esa será la disposición real de las
isohipsas de 552 y 576 gpdm al día siguiente. Pero sugiero que miréis lo que va pasándoles a
esos spaghettis a medida que aumenta el alcance de la predicción a 48, 72, 96 horas etc.
Para el próximo día nos esperan los mapas más veteranos de la meteorología: los de superficie y
en primer lugar el viejo y familiar mapa de isobaras que ya habíamos empezado a comentar el
otro día. También trataremos sobre algunos otros tipos de representación, como las que suelen
utilizarse para el viento y para unos elementos que suelen incluirse en los mapas de superficie: los
frentes.
CURSO DE MAPAS 3
MAPAS DE SUPERFICIE: LA PRESION AL NIVEL DEL MAR
Aquí tenemos un mapa de superficie puro y duro, sólo hay isobaras. Corresponde a una
predicción a 48 horas del modelo HIRLAM válida para hoy, lunes 22 de septiembre a las 12 UTC.
En otros mapas de superficie se incluyen también elementos como viento, frentes etc. pero aquí la
única variable representada es la presión reducida a nivel del mar mediante isobaras de cuatro en
cuatro hPa etiquetadas en azul. También hay unos cuantos valores de presión en rojo y verde
correspondientes respectivamente a mínimos y máximos locales de la misma variable que se
alcanzan en algunas zonas del mapa.
La presión atmosférica, es decir el peso de la columna de aire atmosférico por unidad de
superficie, es una variable fundamental en meteorología y desde la invención del barómetro en el
siglo XVI se conoce su estrecha relación con los cambios del tiempo. Pero la presión disminuye
rápidamente con la altura; cerca del nivel del mar lo hace a razón de un milibar por cada 8 metros
de altitud, una tasa muchísimo mayor que su variación horizontal normal. Como los observatorios
meteorológicos están situados a muy diferentes altitudes, para poder comparar sus medidas es
necesario usar una referencia común. Las lecturas de los barómetros situados a altitudes
superiores se “reducen al nivel del mar” añadiendo, mediante fórmulas apropiadas, la presión
adicional que ejercería una columna de aire ficticia que se extendiese en vertical desde el
barómetro hasta la altitud cero del océano y para hacer más precisa la comparación en el cálculo
se tiene en cuenta la temperatura reinante.
Con las medidas de presión reducida al nivel del mar pueden construirse mapas de su
distribución mediante isobaras. Durante mucho tiempo estos fueron los mapas usados
fundamentalmente por los meteorólogos y durante bastante tiempo después, prácticamente hasta
el desarrollo de Internet, los únicos que llegaban al público. El hecho de que para describir o
predecir el estado del tiempo es necesario conocer la distribución de otras variables tanto en
superficie como en niveles superiores, no resta importancia al mapa de presión en superficie. En
el caso de que nos obligasen a disponer de un solo tipo de mapa meteorológico para informar del
estado del tiempo, constituiría sin duda la mejor elección.
Aquí esta de nuevo el mismo mapa con algunas estructuras típicas de la distribución de presión
señaladas:
Sobre el Atlántico tenemos una depresión marcada en su centro con la letra “B” (Baja) donde se
señala una presión de 1005 hPa. Encima y a su derecha hay un anticiclón en una posición oblicua
Noroeste-Sureste que no es la más familiar. En su centro la presión es de 1029 hPa (letra “A” de
Alta). No todas las isobaras están etiquetadas, pero teniendo en cuenta que van de 4 en 4 hPa
puede deducirse que la isobara más interior en la depresión es la de 1008 hPa y en el anticiclón la
de 1028, o que por ejemplo la que cruza sobre España de oeste a sur es la de 1020. Antes de
seguir conviene recordar las letras conque suelen marcarse las depresiones y anticiclones para
otros idiomas:
Francés: B (Baisse) y H (Haute) - Inglés: L (Low) y H (High) - Alemán: T y H
Más al Este del anticiclón las isobaras describen una curvatura brusca a través de un eje que va
desde Galicia hasta el mar del Norte marcado con una línea roja. Las isobaras internas tienen
valores cada vez más bajos, pero la estructura no es cerrada. Se trata de una Vaguada o Surco.
En cambio al sur de la península Ibérica el anticiclón se prolonga hacia el este sobre el norte de
África en una especie de cuña según un eje aproximado que he marcado con la línea quebrada en
azul. Se trata de una Dorsal o Loma anticiclónica. Sobre Marruecos existe incluso un pequeño
anticiclón de 1025 hPa, imbuido en la dorsal.
Además de las depresiones y anticiclones las vaguadas y dorsales son estructuras importantes de
los mapas de superficie y ya veremos que son las dominantes en los mapas de altura. Finalmente,
he marcado con la letra C un punto justo al este de la dorsal situado entre dos sistemas de altas
presiones, la dorsal al Oeste y el pequeño anticiclón mediterráneo al Este y dos sistemas de bajas
presiones, la vaguada al Norte y bajas relativas en el interior de Africa al Sur. Esos puntos entre
dos sistemas de altas presiones y dos de bajas se llaman Collados.
Otra importante información que ofrecen las isobaras es la mayor o menor magnitud conque varía
la presión en sentido horizontal. Si las isobaras están muy cerca unas de otras, como sucede en la
parte norte de la depresión atlántica o sobre Irlanda e Inglaterra, esa variación es intensa y se dice
que el “Gradiente de presión” es alto. En cambio en la mitad sur de la depresión el Gradiente es
más bajo y todavía es más reducido sobre la península Ibérica. Al oeste de las islas Canarias la
distancia entre las isobaras es muy grande y la variación de presión por tanto es mínima,
constituyendo lo que suele llamarse un “pantano barométrico”.
LAS ISOBARAS Y EL VIENTO
Un mapa de presión en superficie proporciona a primera vista una idea de la circulación
atmosférica en niveles bajos, sobre todo en latitudes superiores a los 30º Norte o Sur. Las dos
fuerzas básicas que determinan la circulación del aire sobre la Tierra son la variación de la presión
(el Gradiente) y la propia rotación terrestre que produce la llamada aceleración de Coriolis y con
ello una fuerza que desvía el movimiento del aire hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia
la izquierda en el Sur. Bajo la hipótesis de que ambos factores, la fuerza del Gradiente de Presión
y la fuerza de Coriolis, se equilibran, se calcula una aproximación teórica para la circulación
llamada “Viento Geostrófico” (el termino alude a la rotación de la tierra).
Las isobaras identifican la circulación del viento Geostrófico de acuerdo a la regla de Buyss Ballot:
“El Viento Geostrófico circula paralelo a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en
el hemisferio Norte (en el hemisferio Sur a la izquierda)”. En la parte superior de nuestro mapa la
circulación del viento Geostrófico sería como indican las flechas:
La regla de Buyss Ballot implica que en el hemisferio Norte, el viento Geostrófico circula en
sentido contrario de las agujas del reloj alrededor de las depresiones y en el sentido del reloj
alrededor de los anticiclones (en el hemisferio Sur sucede al revés).
La cuestión inmediata es conocer cual es la relación entre el viento Geostrófico, así calculado, y
el viento real reinante en una situación como la descrita por el mapa. Para ello debemos tener en
cuenta lo siguiente:
1º) La aceleración de Coriolis es nula en el Ecuador y va aumentando gradualmente hacia los
polos donde es máxima. En latitudes cercanas al Ecuador, digamos hasta 20 o 30 grados, la
fuerza de Coriolis es débil y los vientos no se ajustan a la hipótesis “geostrófica”.
2º) Existen otras fuerzas y factores determinantes. En las capas cercanas a la superficie el más
importante es la fricción o rozamiento del viento. En niveles altos (por encima de unos 1000
metros sobre el suelo) el viento Geostrófico se aproxima bastante al real, pero por debajo el
rozamiento desvía el viento en dirección hacia las bajas presiones de forma que no sopla paralelo
a las isobaras sino formando un ángulo con estas que puede llegar a unos 40 grados en superficie
sobre terreno rugoso. Sobre el mar está en torno a 15-20 grados. Con el rozamiento la circulación
del viento en nuestro mapa pasaría a ser más o menos la siguiente:
En el norte de España por ejemplo, la dirección del viento Geostrófico era del Oeste-Noroeste
pero el rozamiento lo gira a una dirección más bien del Suroeste. Es interesante observar que en
la depresión atlántica el rozamiento hace que el viento converja hacia el centro, formando una
especie de espiral (el aire “entra” en la depresión). Por el contrario, en el anticiclón hay
divergencia, el aire “se escapa” de la zona anticiclónica. Cerca del suelo la fricción del viento con
la superficie hace que las áreas de bajas presiones sean zonas de convergencia y las de altas
presiones de divergencia. Este hecho tiene una importancia fundamental sobre el tiempo
atmosférico, volveremos sobre ello el próximo día.
EL VIENTO REAL EN SUPERFICIE[b]
Y ahora volvamos a la cuestión interesante de saber si teniendo en cuenta el rozamiento, las
isobaras nos proporcionan ya una medida ajustada de la dirección del viento y también de su
velocidad en superficie. En mar abierto la respuesta es afirmativa, con bastante aproximación,
pero sobre los continentes existen numerosos accidentes geográficos e influencias térmicas de
escala más pequeña que modifican el viento a gran escala señalado por las isobaras (escala
“sinóptica” suele llamarse) Todo depende un poco de la intensidad de ese viento general. Si es
suficientemente fuerte puede imponerse a las influencias de menor escala. Ahora veremos como
el mapa de superficie también ofrece una evaluación de la velocidad del viento general. Hay que
tener en cuenta los siguientes factores, especialmente el primero:
1) La velocidad del viento es directamente proporcional al Gradiente de Presión y por tanto más
fuerte cuanto más juntas estén las isobaras
2) Para un mismo gradiente de presión es inversamente proporcional a la latitud, es decir más
fuerte cuanto más alejados estemos de los polos
3) Para igualdad de los factores anteriores es más fuerte cuando las isobaras se curvan alrededor
de altas presiones (“curvatura anticiclónica”) que cuando rodean zonas de bajas presiones
(“curvatura ciclónica”). Este efecto se debe a la interacción de la fuerza centrífuga que se suma a
la fuerza de la presión en el primer caso y la contrarresta en el segundo.
4) Disminuye al aumentar el rozamiento. Además del giro antes descrito, el rozamiento hace que
la velocidad del viento disminuya sobre los continentes y sobre todo en la capa más contigua al
suelo. Sobre mar abierto es más fuerte e uniforme
5) Sobre los continentes es en general más fuerte de día que de noche debido a la mayor
inestabilidad atmosférica diurna que transmite verticalmente el movimiento.
Incluso después de tener en cuenta todos esos factores, las influencias orográficas y térmicas
locales pueden modificar bastante el viento sobre tierra. Sin embargo si el gradiente de presión es
intenso la influencia de gran escala se deja notar bastante. Con la situación de nuestro mapa
puede predecirse un viento del Suroeste sobre el norte de la península Ibérica y casi con toda
seguridad un barco que navegue entre Galicia e Irlanda encontrará vientos del Norte-Noroeste
bastante intensos.
En los mapas previstos de los modelos el viento en superficie se calcula de acuerdo a todas las
influencias anteriores y también la orografía que el modelo incorpora para sus cálculos y que no
representa perfectamente a la real. Para la misma hora del mapa de superficie anterior el modelo
HIRLAM hizo la siguiente predicción de viento en superficie:
Las flechas señalan la dirección prevista del viento y la velocidad viene dada por la longitud de las
flechas de acuerdo al patrón que aparece en el ángulo superior derecho del mapa (una flecha con
longitud equivalente a 25 metros por segundo). La verdad es que cuesta bastante ver las flechas
pequeñas. Los colores de las flechas no se refieren al viento sino a la temperatura prevista en
superficie de acuerdo con la escala superior.
Puede verse que el viento del modelo dibuja perfectamente la depresión sobre el Atlántico. En el
interior del anticiclón a su derecha hay vientos muy flojos, de acuerdo al débil gradiente de presión
y la latitud más bien alta. El viento en el norte de España y entre Galicia e Irlanda también coincide
con lo que nos habían contado las isobaras. En el pantano barométrico al oeste de las islas
Canarias hay casi calma.
Sin embargo esa predicción del HIRLAM como la de otros modelos, o como la que podamos
efectuar nosotros mirando las isobaras, está ofreciendo el viento general o viento “sinóptico”
previsto. A menudo no coincidirá con el viento real que se registre en superficie sobre zonas de
tierra o en la costa, ya que no se recogen adecuadamente influencias tan importantes como las
circulaciones “mesoescalares” de, por ejemplo, las brisas térmicas costeras o entre valles y
montañas ni tampoco otras influencias locales. Con todo y con ello, el mapa de superficie
proporciona una información fundamental sobre la circulación atmosférica general a bajos niveles
y sobre la situación y evolución de los sistemas de presión que el próximo día podemos comentar
con algunos ejemplos.
Este capítulo se ha hecho ya largo y también hay que dejar para el lunes próximo la
representación de los frentes en superficie que tradicionalmente se incluían en los análisis,
aunque han ido desapareciendo en las representaciones de los modelos. Aprovecho para
confesar que aparte de la ayuda de Rayo estoy contando con los valiosos comentarios de Nimbus.
Gracias a los dos.
CURSO DE MAPAS 4
LOS FRENTES EN LOS MAPAS DE SUPERFICIE
Los frentes son elementos importantes de los mapas de superficie, como marcas de la separación
entre masas de aire de distinta humedad y temperatura (y por tanto de distinta densidad).
Bjerknes y sus colaboradores en Bergen (Noruega) dieron a conocer la teoría de masas de aire y
frentes en los años veinte del pasado siglo, pero hasta la época de la 2ª guerra mundial no se
dibujaron frentes en los mapas de superficie. Y hoy en día la proliferación de los modelos que no
suelen identificarlos (al menos de forma primaria) hace que hayan desaparecido de muchos
mapas. Por otra parte el uso de imágenes de satélite demostró que los frentes son a menudo
estructuras más complicadas que en las definiciones iniciales de la escuela noruega o, hablando
en plata, que hay frentes y frentes, con características muy variadas.
Para más introducción sobre los frentes y su simbología en los mapas, hay descripciones muy
didácticas en el número 1 de la RAM en la sección de divulgación práctica, dirección:
http://www.meteored.com/ram/numero1/quees.asp
y en su continuación en el número 2 en
http://www.meteored.com/ram/numero2/quees.asp
Y también, en inglés, en la dirección que nos pasó el otro día el forero Neuadojo:
http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/af/home.rxml
Por remachar una noción importante, hay que recordar que las masas de aire son estructuras o
sistemas tridimensionales de la troposfera. Cuando dos de ellas de distintas características entran
en contacto, su zona de separación es la Superficie Frontal. El frente en superficie es sólo la
intersección de esa superficie frontal con el suelo. Más claro aún, y perdón por ser demasiado
machacón para la gente que conoce bien estas cosas: si imaginamos que dos habitaciones
contiguas representan masas de aire de diferente temperatura y humedad, la superficie frontal
sería la pared que las separa y el frente solamente la línea de la pared en contacto con el suelo.
Un frente en altura sería la intersección de la superficie frontal con un nivel dado (una línea
horizontal de la pared a una cierta altura). De todas maneras el ejemplo de la pared no es el más
apropiado porque las superficies frontales no son verticales como las paredes, sino que están
inclinadas.
Conviene también situar las ZONAS DE LA TIERRA DONDE HAY FRENTES:
La circulación general de la atmósfera tiene varias zonas de acuerdo al esquema de la figura más
abajo. Entre las latitudes de unos 60 y unos 30 grados, en ambos hemisferios, hay dos franjas,
situadas entre las altas presiones (H) polares y los grandes anticiclones subtropicales (H—H),
donde la circulación del aire en niveles bajos es predominantemente del Oeste (más del suroeste
en el Hemisferio Norte y del noroeste en el Hemisferio Sur). En la parte más cercana a los polos
de esas dos franjas (cerca ya de los 60º) se sitúa, más o menos, la zona fronteriza entre el aire
polar, frío y el subtropical cálido. Bjerknes y la escuela noruega denominaron a esa separación
Frente Polar y efectivamente se caracteriza por una sucesión de frentes que circundan la Tierra
con ondulaciones más o menos pronunciadas hacia sur y Norte.
Los frentes están ligados a las depresiones de latitudes medias (L) que también se originan en
esa zona y son las que afectan por ejemplo a la península Ibérica, sobre todo en invierno, cuando
el frente polar desciende de latitud. Dichas depresiones “polares” o “frontales” se originan, como
sus frentes asociados, por la interacción entre el aire polar y el tropical. El modelo más básico de
una depresión recién formada con sus frentes cálido y frío sería como sigue
Por tanto, la meteorología de borrascas y frentes desplazándose de Oeste a Este es típica de las
latitudes a las que se encuentra por ejemplo Europa. No esperemos encontrar frentes en latitudes
más cercanas al ecuador (más al sur de, digamos, la península Ibérica o más al norte de
Argentina). Las masas de aire no están allí tan diferenciadas como para formar frentes bien
definidos. En los trópicos también hay depresiones, como son los ciclones tropicales, pero se
originan por un mecanismo distinto a las de latitudes altas. En fin, basta de teoría, que esto está
en todos los libros y se trata de ver mapas.
MAPAS CON FRENTES EN LA WEB
Una buena dirección para ver varios ejemplos de mapas con frentes es el portal Infomet en la
dirección:
http://www.infomet.fcr.es/
y pinchamos dentro de la sección “modelos” en UKMO que son las iniciales del Servicio
Meteorológico inglés, pero lo que nos aparece es una tabla con varias opciones y mapas de la Met
Office (Servicio inglés o UKMO), Deutsche Wetterdienst (Servicio alemán), USAF, Météo France y
otros, todos mapas de superficie con frentes, aunque con diferentes presentaciones
Este primero es el mapa previsto para el 2 de de Octubre a las 12 UTC por la Met Office. La
depresión que está dando tanta lluvia sobre España hoy tiene varios centros con 1007 - 1005
milibares y varios frentes asociados: fríos, cálidos, ocluidos, lineas continuas que representan ejes
de vaguada, un frente ocluido en frontólisis (Sur de Irlanda). Es una interpretación un poco
complicada, como suelen hacer los ingleses y quizá sea mejor que comentemos la misma
situación en un mapa donde está descrita más sencillamente: el del servicio alemán:
Antes de comentarlo hay que advertir que el Servicio Meteorológico alemán todavía no anuncia
oficialmente los cursos de Meteosort (www.meteosort.com), aunque no tardará en hacerlo en vista
de su fama. Lo que pasa es que estos mapas se circulan en Internet por nuestro admirado Ramón
Bailina que los recibe por radiofacsimil y aprovecha para incluir alguna noticia de interés. En el
centro del mapa, con la advertencia “Basado en datos de 00 UTC debido a problemas
informáticos” aparecen unas rayas horizontales que no son más que interferencias en la recepción
por radio. Los alemanes reducen la interpretación frontal a frentes fríos, cálidos y ocluidos.
Además dibujan con esa especie de “borregos”, como el que hay sobre el mar Cantábrico,
algunas zonas con bastante nubosidad. Según escribo esto se están produciendo fuertes
chubascos sobre Madrid de los que es responsable el frente frío que cruza la península Ibérica y
sin embargo no se ha señalado la nubosidad asociada. En realidad la baja (T) centrada al oeste
de Portugal con vientos del Suroeste está produciendo intensa nubosidad y chubascos en toda la
zona. Vamos a centrar nuestra atención ahora en la parte noroeste del mapa:
Aquí hay un buen ejemplo de la distribución de masas de aire y frentes asociados a la depresión
(T) centrada a la derecha de Islandia. Al oeste de la depresión tenemos la masa más fría que
desciende con vientos del norte hasta la frontera con la masa cálida marcada por el frente Frío
debajo de las flechas azul oscuro con sus triángulos apuntando hacia la masa cálida. Más al sur
donde están la flechas rojas pequeñas, el pequeño sector de aire cálido está también avanzando
hacia el sur sobre una masa de aire fresco (con “fresco”queremos decir “menos frío” que el que
está más al norte). Ese límite en superficie entre el aire cálido que avanza y el aire fresco es el
frente Cálido, marcado con semiredondeles.
Según nos desplazamos hacia el Este, el frente Frío y el frente Cálido se unen formando un frente
Ocluido (también se les llama simplemente “Oclusión”) que se indica con semiredondeles junto a
triángulos (delante de la flecha morada). Lo que ha sucedido es que en esa zona el frente Frío ha
“alcanzado” al frente Cálido. En superficie la masa fría entra en contacto con la masa “fresca” al
Este, desplazando hacia niveles altos al aire cálido menos denso.
En el Oeste hay un Anticiclón (H) con el viento girando en el sentido de las agujas del reloj. En la
zona de Terranova es la masa de aire cálido la que avanza hacia el Norte sobre la masa de aire
frío. El mismo frente que más al Este era Frío se transforma aquí en frente Cálido. Lo que define a
un frente no es la posición de las masas de aire, sino cual de ellas avanza sobre la otra, es decir
el viento. Cuando el viento es paralelo a un frente, ninguna de las dos masas avanza sobre la otra
y se tiene un frente estacionario donde las masas de aire tienden a mezclarse, como sucede en la
zona al Oeste de las islas Azores (ver mapa grande). Se simboliza con triángulos apuntando en
dirección hacia la masa cálida y semiredondeles al otro lado, apuntando hacia la masa fría (no
confundir con las oclusiones donde ambos apuntan hacia la misma dirección)
El paso de frentes y superficies frontales ocasiona cambios de tiempo (nubosidad, precipitación,
giro del viento, etc.) bastante típicos, sobre todo cuando las fronteras entre masas de aire están
bien definidas. El siguiente mapa, que se puede encontrar en el mismo sitio que los anteriores es
un mapa previsto para la misma hora (12 UTC de hoy día 2) por el servicio meteorológico de la
Fuerza Aerea norteamericana (USAF), donde se señalan zonas de nubosidad previstas en una
especie de imagen de satélite infrarroja virtual:
Las diferentes tonalidades de gris en la escala debajo del mapa indican la cantidad de nubes
medias (entre 6000 y 1400 pies). FEW indica 1 a 2 octavos de cielo cubierto, SCT 3 a 4 octavos,
BKN 5 a 7 octavos y OVC cielo cubierto
Observar en este mapa que un sistema frontal no tiene que llevar siempre nubosidad y
precipitación y, viceversa, una zona nubosa con o sin precipitación no tiene que llevar asociado un
sistema frontal, como ocurre en el Mediterráneo occidental. En algunas ocasiones los sistemas
nubosos de latitudes subtropicales (zona de Canarias por ejemplo), que dan apariencia de
borrascas, no llevan asociados frentes en superficies definidos e, incluso, su dinámica es tal que
hace difícil asociarles sistemas frontales “típicos” de la escuela noruega.
Lo que se ve muy bien en este mapa es que los frentes fríos activos como el del Atlántico Norte
tienen una estrecha pero densa banda de nubes justo por delante. La masa fría “empuja” al aire
cálido más ligero obligándole a ascender por delante del frente formándose nubosidad vertical, a
menudo con violentos chubascos y tormentas, pero en cuanto pasa el frente se produce una
súbita mejoría del tiempo, con buena visibilidad y chubascos ya sólo ocasionales. También para el
frente frío que está cruzando la península se preveía esa evolución temporal, a pesar de la
proximidad de la depresión. Y así ha sido. Cuando empecé a escribir este texto todo el cielo sobre
Madrid estaba cubierto con chubascos constantes y nubes casi a ras de suelo. Ahora son las 15
UTC, ha salido el sol con grandes claros, aunque hay todavía algún chubasco intermitente. Madrid
se encuentra ya en la zona postfrontal con poca nubosidad que había dibujado la USAF en el
suroeste de la península. Un frente frío “de libro”.
Los efectos de los frentes y la interacción entre masas de aire dan para hablar bastante, pero este
cursillo se refiere más que nada a mapas, aunque lógicamente comentar los mapas y sobre todo
de su interpretación obliga a hablar un poco de los fenómenos atmosféricos. El próximo día
seguiremos todavía con algún otro detalle, antes de empezar ya con los mapas de niveles altos.
CURSO DE MAPAS 5
UTILIDAD DEL MAPA DE SUPERFICIE
De los mapas de superficie pueden deducirse bastantes características del tiempo asociado y
hemos visto algunas relativas al viento, nubosidad asociada a un frente frío etc. pero siempre hay
que tener en cuenta que un mapa por si sólo no describe automáticamente los fenómenos
atmosféricos, porque estos dependen de varias variables y de su distribución en sentido vertical y
no sólo en superficie. Y aunque sólo dependiesen del mapa de superficie tendríamos que
considerar todas las variables conjuntamente. Por ejemplo, la nubosidad está relacionada con los
diferentes sistemas de presión y con los frentes, pero también con la humedad y el viento.
Desde luego hay algunos tipos de tiempo bastante asociados a configuraciones típicas del mapa
de superficie. Prácticamente todo el mundo tiene presente al menos dos conceptos básicos sobre
los mapas de isobaras: asociar las depresiones con tiempo nuboso y precipitaciones y los
anticiclones con “buen tiempo” (lo he puesto entre comillas porque es un concepto muy relativo;
para un agricultor el “buen tiempo”es la lluvia en ciertas épocas del año). Sin embargo esas dos
nociones sólo son ciertas en parte, al menos no son la verdad absoluta. Las depresiones son
efectivamente zonas donde el aire predominantemente asciende con lo que se enfría, se
condensa el vapor de agua que contiene y se forman nubes; y además el ascenso vertical del aire
está relacionado con la precipitación. Pero el ascenso del aire no se produce por igual en toda el
área de una depresión y dependiendo de la situación en niveles altos y las masas de aire
presentes pueden existir zonas de escasa nubosidad. Por su parte, en los anticiclones el aire
desciende y se calienta provocando la evaporación de las nubes, pero al mismo tiempo eso
favorece la estabilidad del aire cerca del suelo y si hay suficiente humedad en las zonas
anticiclónicas abundan las nieblas y la nubosidad baja. Hay además una infinita variedad de
depresiones y anticiclones y es difícil encontrar dos sistemas de presión exactamente iguales en
todas sus características.
Como ejemplo podemos examinar un poco el análisis de superficie del domingo 12 a las 18 UTC
del Servicio Meteorológico británico tomado de Infomet (http://www.infomet.fcr.es/metoffice/)
Durante ese día se ha registrado muy “mal tiempo” sobre buena parte de la península Ibérica con
cielo cubierto y abundantes chubascos, tormentas y actividad eléctrica. (creo incluso que han
informado de algún pequeño tornado en el noreste) aunque en la parte Oeste ha ido aclarando
después de pasar el Frente Frío. ¿Están todos esos fenómenos y ese frente tan activo asociados
a la pequeña depresión de 1014 hectopascales en el mar Cantábrico? Como puede verse ese
centro de baja presión apenas si es una prolongación de la gran depresión que existe sobre el
Atlántico, un centro secundario de la misma.
Si sólo nos fijamos en los valores de la presión habría que atribuir mucho “peor” tiempo a toda la
gran depresión Atlántica con centros de 983 y 985 hPa, pero las imágenes de satélite mostraban
zonas del Atlántico con bastante menos nubosidad que sobre la península. La clave hay que
buscarla en la situación en niveles altos y la distribución de temperaturas en la vertical que
explicará mucho mejor el “mal tiempo” en España.
Otro ejemplo de los factores que hay que tener en cuenta para interpretar el tiempo a partir de los
mapas nos lo proporciona el Anticiclón centrado entre las islas británicas y Escandinavia. En su
parte Sur, en la zona de la fecha roja, hay flujo del Este en niveles bajos que dirige aire cálido y
seco de centro-Europa sobre el Canal de la Mancha. Allí probablemente tengamos sólo nubosidad
alta o media con tiempo seco sobre el Sur de Inglaterra. Sin embargo en la zona de la flecha
verde es aire marítimo y húmedo el que alcanza la costa Noruega y aunque el centro del anticiclón
está mucho más cerca puede esperarse nubosidad baja y quizá precipitaciones, al menos en la
franja costera.
Las masas de aire sufren la influencia del suelo y su orografía cuando llegan a los continentes.
Los vientos marítimos ocasionan nubosidad en las costas pero la misma masa de aire va
perdiendo su humedad al circular sobre tierra y montañas. Es poco frecuente por ejemplo que
llueva en Madrid con vientos del Norte o Noroeste que deben atravesar primero varias barreras
montañosas, pero el aire del Suroeste que circula por el valle del Tajo conserva su humedad
marítima y ocasiona lluvias prolongadas con depresiones que circulan bastante más al Norte.
Ejemplos similares se pueden citar de cualquier punto de la Tierra. De ahí la importancia de
considerar los factores geográficos junto con los mapas.
LA ESCALA DE VIENTO GEOSTROFICO
Me han preguntado por el diagrama que aparece en el ángulo superior izquierdo de los mapas de
la Met Office. Antes del uso de los modelos que calculan rápidamente el valor de muchas
variables, los meteorólogos eran muy aficionados a usar ábacos, escalas y muchos otros métodos
gráficos para simplificar su trabajo. La escala de viento Geostrófico es un ejemplo de aquellas
herramientas que la Met Office ha conservado. Si queremos por ejemplo calcular la velocidad del
viento geostrófico en Londres, medimos la distancia entre las dos isobaras más próximas que he
marcado con el segmento rojo.
Ese mismo segmento lo trasladamos a la escala, situando un extremo en la parte izquierda de la
escala y a la altura correspondiente a la latitud de Londres, unos 52 grados. El otro extremo del
segmento marcará la velocidad del viento geostrófico por medio de las línea curvas de la escala,
leyendo el valor en la parte superior o inferior de la misma. En nuestro ejemplo “bajamos” por la
línea curva casi inmediata al extremo derecho del segmento y leemos 25 Nudos, unos 46 Km/hora
(1 Nudo = 1,85 Km/h). Pero no olvidemos que el viento Geostrófico es sólo una aproximación al
viento real en superficie y éste puede tener a veces dirección y velocidad bastante distintas.
EL MAPA DE SUPERFICIE EN EL HEMISFERIO SUR
Me ha resultado dificilísimo encontrar en Internet mapas de superficie con isobaras y frentes de la
zona de América del Sur como quería (si alguien conoce una dirección que la cuente). Al final he
recurrido al Servicio Meteorológico Australiano para ver un mapa del Hemisferio Sur, y me alegro,
porque los australianos exponen una buena colección de ellos, análisis y previstos, para diferentes
áreas y horas, en blanco y negro y colores, e incluso con “loops” de mapas a diferentes horas.
Además hay una sección explicativa (“about the weather maps”) que hace la competencia a este
curso. La dirección es:
http://www.bom.gov.au/weather/national/charts/
El análisis de las 12 UTC del domingo 12 era el siguiente:
Parece una imagen en el espejo de las configuraciones del hemisferio Norte. El viento circula
(flechas blancas), en el sentido del reloj en las depresiones y contra el reloj en los anticiclones.
Los sistemas frontales se extienden desde las depresiones hacia el norte (dirección con flechas
negras). Pero el movimiento general de todos los sistemas es de Oeste a Este como en el
Hemisferio Norte, también estamos en latitudes medias.
Volviendo a consideraciones como las de antes, el gran anticiclón centrado sobre la isla de
Tasmania asegura “buen tiempo” sobre mitad oriental de Australia con vientos del continente, pero
en la costa Este afectada por flujo marítimo puede haber nubosidad apreciable. Estamos en el
principio de la primavera del Hemisferio Sur y una profunda vaguada alcanza todavía el Suroeste
de Australia con un frente Frío penetrando en la costa con vientos del océano. Esa es la zona de
mejor tiempo …. para los agricultores.
CURSO DE MAPAS 6
MAPAS DE ALTURA: GENERALIDADES
La representación de variables meteorológicas en niveles de la atmósfera por encima de
superficie se basa en una técnica que se adoptó por razones esencialmente prácticas: la
referencia para situar el nivel al que se representan las variables no es la altitud sino la presión
atmosférica. Las variables se representan en los mapas para valores de presión fijos como por
ejemplo en el Análisis de la “Altura Geopotencial” en el nivel de 500 hectopascales, hPa, del
domingo 19 de octubre a las 12 UTC (corresponde al modelo HIRLAM-INM y se obtuvo en su día
de la sección “modelos” de Meteored:
http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp )
O también en la página correspondiente del INM:
http://www.inm.es/web/infmet/modnum/hirlam.html
En absolutamente todos los puntos de este mapa la presión atmosférica es 500 hPa. ¿Qué es
entonces lo que varía? Pues la altitud a que está situado cada punto, es decir la altura sobre el
nivel del mar a la cual la presión es 500 hPa en cada uno de ellos. Y eso es precisamente lo que
indica la Altura Geopotencial (más bien Altitud porque es sobre nivel del mar) o simplemente
“Geopotencial” o “Z” en algunos mapas. Pero con una salvedad:
La Altitud Geopotencial no es exactamente la lineal, es decir la distancia vertical desde el mar
hasta el punto donde la presión es 500 hPa, aunque si muy parecida. El Geopotencial de 500 hPa
en un punto de dicho mapa es, en física, el Trabajo necesario que habría que realizar para elevar
la unidad de masa hasta el nivel de 500 hPa. Esa definición permite adoptar la altitud geopotencial
como algo independiente de la aceleración de la gravedad. Al ser la Tierra achatada por los polos
el valor de dicha aceleración no es constante en cada punto de la superficie y tampoco lo es por
supuesto al elevarnos. Esa variación complicaba tremendamente los cálculos de los meteorólogos
por lo cuando se empezaron a usar mapas de altura en los años veinte del siglo pasado, se
adoptó la Altitud Geopotencial para ellos. Digamos, para liquidar el tema, que un Metro
Geopotencial es igual que un metro ordinario a la latitud de 45 grados y al nivel del mar y en todos
los demás casos es muy ligeramente más corto o más largo. El error que cometemos utilizando
esos metros se restringe a la altitud que no es la “verdadera” por muy poco, pero para todas las
demás variables meteorológicas los valores son los buscados. A partir de ahora, para simplificar
hablaremos de metros, decámetros y en general altitud, entendiendo que en realidad son valores
geopotenciales.
En el mapa anterior las isolíneas unen punto en los que la presión de 500 hPa se encuentra a la
misma altitud y se llaman “Isohipsas” que significa “igual altura”. Por ejemplo, la isohipsa más
gruesa que pasa casi por el centro de la península Ibérica está rotulada con el valor 560. Deben
ser decámetros por lo que veremos enseguida, así que en todos los puntos de esa isolínea la
altitud de 500 hPa se encuentra a 5600 metros sobre el nivel del mar. Puede comprobarse que las
isohipsas de este mapa están rotuladas de 4 en 4 decámetros, o sea de 40 en 40 metros. El valor
en rojo sobre el extremo Noroeste de la península corresponde a un mínimo de Altitud de 5480
metros y efectivamente está situado en el centro de una estructura cerrada, una “Baja de Altitud”
(la denominación “Baja” se utiliza en estos mapas con preferencia a “depresión”). En cambio el
valor en verde junto al límite Oeste del mapa es un máximo de 5880 metros dentro de un “Alta de
altitudes” (se utiliza el término Alta en lugar de “Anticiclón”).
En resumen, en los mapas de niveles por encima del suelo la referencia básica no es la altitud
como en los de superficie, en los que se tomaba como nivel de referencia 0 metros, sino la
Presión. Por ese motivo se llaman “Mapas Isobáricos”; en todo el mapa la presión es la misma
(me viene a la memoria una discusión en el foro de Meteored sobre la impropiedad de llamar
“isobáricos” a los mapas de isobaras. Efectivamente aquellos no son isobáricos. Estos sí).
También se llaman “Topografías” porque son muy semejantes a los mapas de nivel que utilizan
los topógrafos para indicar las altitudes del terreno. El mapa del ejemplo, como todos los
isobáricos, no es paralelo a la superficie de la Tierra. La Baja sobre Galicia corresponde a un
“hundimiento”, a un hoyo circular. En cambio en la esquina Suroeste del mapa los 500 hPa están
“levantados” en una especie de montaña. Si un avión vuela a la hora del mapa desde Canarias a
Galicia manteniendo constante la presión de 500 hPa con su altímetro (y realmente los aviones
comerciales utilizan ese procedimiento para fijar sus niveles de vuelo) estará continuamente
descendiendo, desde unos 5800 metros a unos 5500 metros. Son unos 300 metros, que no es
mucho en un vuelo de casi 3000 kilómetros, pero en la atmósfera significa un cambio importante.
Si el avión vuela en sentido contrario estará ascendiendo esos 300 metros.
La altitud geopotencial marcada por las isohipsas ofrece también una medida de la presión
atmosférica a la altitud media del mapa, pues lo único que hemos realizado es un cambio de
variable. La distribución de altitudes, aparte del interés en si misma, está muy relacionada con la
distribución de temperaturas pero podemos dejar eso para el próximo día.
OTROS MAPAS DE ALTURA ÚTILES
Se podrían emplear mapas isobáricos para cualquier nivel de presión, pero por convenio sólo se
utilizan normalmente unos cuantos para medir con cierta aproximación la distribución de las
variables en altura. Son los de la lista siguiente en la que añado el valor medio que tienen sus
altitudes en números redondos:
850 hPa – Unos 1500 metros
700 hPa - Unos 3000 metros
500 hPa - Unos 5500 metros (como se ve en el ejemplo las isohipsas se mueven en torno a ese
valor)
300 hPa – Unos 9000 metros
250 hPa – Unos 10300 metros
200 hPa – Unos 11800 metros
A veces se utiliza algún otro como el de 1000 hPa, un nivel que se sitúa muy próximo al del mar
(recordemos que la presión atmosférica media a 0 metros de altitud está en torno a 1013 hPa). En
niveles altos hay, como vemos, tres niveles isobáricos muy próximos en la lista: 300, 250 y 200
hPa. Eso se debe a que a esa altitud hay fenómenos interesantes como la tropopausa y los
chorros pero que varían un poco de altitud media en función de la latitud geográfica, por lo que se
intenta asegurar su localización. Además esas altitudes son a las que vuelan la mayoría de los
aviones comerciales y la meteorología oficial sigue trabajando bastante en contacto con la
aviación.
A efectos de disponer de una buena información sobre la situación atmosférica en nuestras
latitudes es más que suficiente con manejar los mapas isobáricos de 850, 700, 500 y 300 hPa.
Cada uno de ellos tiene algún uso más apropiado, aparte de que todos en conjunto ofrecen una
“foto” bastante completa de la distribución vertical de la atmósfera. El mapa de 500 hPa, por
ejemplo, se sitúa a un nivel en el que el peso de la columna de aire por encima es casi el mismo
que por debajo (500 es casi la mitad de 1013) por lo que ofrece un valor medio de muchas
variables. Aunque solo dispusiéramos del mapa de superficie con isobaras y del mapa de 500 hPa
tendríamos ya una información bastante aceptable para evaluar la situación atmosférica
EL VIENTO EN LOS MAPAS ISOBARICOS
Otra información inmediata que ofrecen las isohipsas es la dirección y velocidad del viento. Se
demuestra fácilmente que la Ley de Buyss-Ballot y las demás reglas sobre circulación del Viento
Geostrófico (ver entrega nº 3 del cursillo) son igualmente válidas para los mapas isobáricos si
cambiamos isobaras por isohipsas, depresiones por bajas y anticiclones por altas. En realidad la
información es mucho mejor, porque a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre, en
ausencia de las influencias del rozamiento, de las diferentes temperaturas del suelo y de la
orografía, el viento Geostrófico se aproxima muchísimo más al real. En el mapa del ejemplo
podemos garantizar que al nivel de 500 hPa existirá viento del Oeste bastante fuerte sobre Lisboa
y del Suroeste, un poco menos intenso, sobre Barcelona.
En la próxima entrega hablaremos sobre todo de la temperatura y su distribución vertical de
acuerdo a los mapas isobáricos.
CURSO DE MAPAS 7
MAPAS DE ALTURA. RELACION DE LA ALTITUD CON LA TEMPERATURA
Cada vez que inicio un nuevo capítulo me siento un poco despistado. ¿es mejor tratar las cosas
desde un punto de vista absolutamente práctico o profundizar un poco? Si hablamos de
temperatura en los mapas de altura, lo que mucha gente quiere saber son cosas como qué
isoterma debe haber en el nivel de 850 hPa para que nieve, o cómo saber con el mapa de 500
hPa cuando se va a formar una “gota fría”. ¿Para qué intentar explicar un poco el significado
atmosférico de las isohipsas o las vaguadas? Esto es un curso de mapas y para aprender
meteorología teórica ya hay muchos y buenos libros que la explican mucho mejor. Pero al final
hoy he acabado decidiéndome a tocar un poco más de la cuenta algunas cuestiones teóricas
simples. Si entendemos lo que hay detrás de esas representaciones del aire que son los mapas
seguramente también será más fácil contestar preguntas como las anteriores, para las que
además, la respuesta casi nunca es una fórmula infalible. Por ese motivo ruego paciencia si hoy
me enrollo un poco más de lo recomendable.
En el último capítulo veíamos que los mapas isobáricos de altura nos indicaban la altitud a la que
se encuentra los niveles de presión en cada punto del mapa. Esa altitud no está simplemente
relacionada con la presión en superficie, sino que a medida que nos elevamos tiene una relación
cada vez mayor con la densidad de la columna de aire intermedia, es decir con su temperatura.
Para verlo podemos buscar un ejemplo examinando primeramente el Anáisis de Superficie del
lunes 28 de octubre a las 12 UTC del modelo HIRLAM.
Fijémonos en la isobara de 1016 hPa en este mapa de superficie. Esa isobara pasa por el
estrecho de Gibraltar, después recorre dando vueltas el Mediterráneo pasando sobre la isla de
Cerdeña y entra en el continente europeo llegando casi a tocar el Atlántico junto a otro estrecho,
el Canal de La Mancha entre Inglaterra y Francia, donde está la ciudad de Boulogne. Así pues la
presión a nivel del mar en Gibraltar, Cerdeña y Boulogne será casi idéntica, 1016 hPa.
Ahora examinemos la altitud del nivel de 500 hPa, para esos tres mismos puntos, en el Análisis de
Altitud Geopotencial del mismo día y hora.
Tanto Gibraltar como Cerdeña se encuentran entre las isohipsas de 568 y 572 Dm, es decir, que
la presión de 500 hPa se sitúa sobre Gibraltar y Cerdeña a una altitud en torno a los 5700 metros.
Sin embargo, la isohipsa que pasa por Boulogne es la de 556, o sea que allí el nivel de 500 hPa
se encuentra sólo a 5560 metros de altitud. Ya que las presiones a nivel del mar son casi iguales
en los tres puntos, debe existir una diferencia. Esa diferencia consiste en que el aire sobre
Boulogne es bastante más frío.
La densidad del aire depende de su temperatura (también de la humedad) y es más pesado
cuanto más frío. Si dos puntos dados A y B tienen la misma presión a nivel del mar y el aire sobre
ellos tiene una temperatura semejante, el nivel de presión de 500 hPa se encontrará a la misma
altitud sobre A y B:
Pero si la columna de aire sobre A es más fría, el nivel de 500 hPa se encontrará más bajo sobre
A:
En niveles isobáricos algo alejados de superficie, como el de 500 hPa las Bajas y Vaguadas de
altitud se corresponden con zonas de aire frío y las Altas y Dorsales con zonas de aire cálido. En
la figura siguiente se compara el mapa isobárico de 500 hPa anterior con el análisis de
temperaturas observadas para el mismo nivel y hora:
El aire más frío (zona verde) sobre España y Francia se corresponde con la zona de bajas que
marcan las isohipsas, y la zona cálida (color marrón) en el oeste del Atlántico con el Alta de
altitudes que ocupa esa zona. También la dorsal que se prolonga hacia el Este de ese Alta
atlántica se sitúa en la misma posición de la “isla” marrón más cálida en el centro del mapa y las
temperaturas más frías (azul claro) sobre el Oeste de Francia se sitúan cerca del mínimo de
altitudes en la misma zona. En resumen que las isohipsas nos están indicando también las
temperaturas al nivel de 500 hPa, cuanto menos altitud menor temperatura y viceversa.
Al nivel de 500 hPa esa asociación entre altitud y temperaturas aparece muy clara (fijándose con
atención parece existir un ligero “desfase” que tiene su razón de ser, ya lo comentaremos). En
cambio en niveles isobáricos más bajos no hay tanta correspondencia entre altitud y temperatura
como puede verse en el mapa de temperaturas observadas del nivel de 850 hPa
A este nivel la zona de temperaturas más frías no se encuentra entre España y Francia, sino más
al norte, y también es diferente la distribución de temperaturas sobre el Atlántico, en comparación
con el mapa de 500 hPa. Todo ello se debe a que el nivel de 850 hPa se encuentra mucho más
cerca de superficie, sus temperatura no están están influidas por la densidad (temperatura) del
aire intermedio, y su distribución es más parecida a la de las temperaturas de superficie.
A continuación podemos ver juntos en un panel los mapas para la misma hora de Superficie
(arriba a la izquierda), 850 hPa (arriba la derecha), 500 hPa (abajo izquierda) y 300 hPa (abajo
derecha):
La configuración es bastante semejante entre los dos primeros: la depresión sobre el Oeste de la
Península Ibérica se corresponde con una baja de forma muy parecida en el nivel de 850 hPa,
pero en los dos mapas de abajo, sobre todo en el 300, la baja sobre el Suroeste de Europa se
prolonga en una vaguada que se extiende muy hacia el Oeste en el Atlántico. También hay
diferencias entre los diferentes niveles en otras zonas del mapa
Otra diferencia importante se aprecia en que en el mapa de 500 las isohipsas están mucho más
“apretadas” que en el de 850 y en el de 300 todavía más, lo que indica que la variación de las
altitudes, es decir la pendiente o inclinación, es mayor en los mapas de niveles más altos.
Claramente esto se debe a que según nos elevamos la diferente densidad de las columnas de aire
provoca mayores diferencias de altitudes. Eso significará al mismo tiempo mayor diferencia de
temperaturas entre puntos del mapa (mayor “gradiente horizontal” de temperaturas).
Existen pues diferencias entre los mapas de cada nivel, aunque con una mirada descuidada
habrían parececido bastante semejantes. Esas diferencias pueden ser todavía más acusadas en
otras situaciones diferentes a las del 28 de Octubre y puede haber mapas de altura con una
configuración bastante distinta a los de superficie. Si la distribución vertical de temperaturas fuese
la misma sobre todos los puntos del suelo, las superficies isobáricas como las representadas en
los mapas de 850, 700, 500 hPa etc., serían todas paralelas. Las isohipsas tendrían la misma
distribución a todos los niveles, idéntica a la distribución de las isobaras en superficie. Sería lo que
los meteorólogos llaman una “atmósfera barotrópica”. Pero resulta que nunca es así, al menos en
áreas suficientemente extensas y el aire tiene diferentes temperaturas a cada nivel para diferentes
puntos, constituyendo una “atmósfera baroclina”.
LA VARIACION VERTICAL DEL VIENTO
Como la velocidad del viento en un mapa de altura es proporcional a la proximidad de las
isohipsas (ver capítulos anteriores), se deduce que en los mapas de altura la velocidad del viento
está muy asociada al gradiente o variación de temperaturas a lo largo del mapa: Cuanto mayor es
el gradiente de temperaturas en un mapa isobárico más fuerte es el viento. Como dicho gradiente
es, en general, más intenso en niveles altos, también es mayor allí la velocidad del viento.
Por otra parte, la variación del viento de un nivel a otro debe estar lógicamente compensada con
movimientos verticales del aire y por tanto también con la diferente variación de temperaturas en
la vertical. La diferencia vectorial del viento entre dos niveles isobáricos diferentes se llama por los
meteorólogos “viento térmico” debido a su relación con las temperaturas.
Si la dirección y velocidad del viento en el nivel de 1000 hPa están representadas por la flecha
verde y al nivel de 500 hPa por la azul, la flecha roja representa la diferencia Vectorial entre
ambos vientos, es decir un viento teórico que sumado al de la flecha verde nos daría como
resultante el viento de la flecha azul. Ese sería el “viento Térmico”
LOS MAPAS DE ESPESOR Y SU RELACION CON EL VIENTO TERMICO
En los mapas previstos de superficie de la Met Office (Servicio Británico) que pueden encontrarse
en http://www.infomet.fcr.es/metoffice/ y en otros mapas aparecen isolíneas de Espesores
(Thickness) rotuladas es decámetros o metros. Aquí debajo he copiado uno de los de la Met
Office, el previsto para el 31 de Octubre a las 00 UTC, con la gran depresión que afecta a Europa
occidental:
Las isolíneas de espesor aparecen a trazos para distinguirlas de las isobaras y las he resaltado
en rojo en algunos tramos. Corresponden a la distancia vertical entre los niveles isobáricos dados,
es decir al “espesor” de la capa de aire entre los mismos. En este mapa dichos niveles son los de
1000 y 500 hPa y las líneas de espesor están rotuladas de 18 en 18 decámetros (510, 528, 546,
etc.)
Los mapas de espesores eran muy usados por los meteorólogos antes de la utilización masiva de
los modelos numéricos. También se conocen como “topografías relativas” porque ofrecen la
diferencia de altitudes entre dos niveles isobáricos (topografías absolutas). Mariano Medina los
llamaba “los mapas de la verdad”. Al medir la separación vertical de dichos niveles en cada punto
las líneas de espesor nos ofrecen una medida muy ajustada de la temperatura media de la
columna de aire entre dichos niveles (la llamaremos la temperatura intermedia para abreviar), ya
que el espesor entre dos niveles isobáricos es independiente de la presión atmosférica en
superficie. Cuanto menor sea el espesor más frío será ese aire intermedio y cuanto mayor más
cálido. En este mapa el menor espesor se sitúa en la parte noroeste del mapa con una isolinea de
510 Dm.
Una propiedad interesante de los mapas de espesores es que sus isolíneas, las líneas de
espesor, marcan la dirección del Viento Térmico que hemos mencionado antes. Es paralelo a las
líneas de espesor dejando a la izquierda los valores más bajos (aire más frío). He señalado por
ejemplo en el mapa el Viento Térmico aproximado sobre la península Ibérica. En la zona donde
está la baja de superficie sería más complicado porque debe tener un giro (hay pocas isolíneas
para poder verlo bien).
Tenemos en resumen que 1) el Viento Térmico viene indicado por las isolíneas de Espesor, 2) El
Viento Térmico indica la variación del viento entre dos niveles diferentes y 3) las isolíneas de
espesor ofrecen una medida de la temperatura intermedia entre los dos niveles. La consecuencia
de 1), 2) y 3) es que la variación vertical del viento entre dos niveles depende de la temperatura
intermedia.
Todo esto les parecerá a algunos algo teórico pero en los últimos capítulos veremos cómo sirve
para entender y predecir un poco la evolución de las depresiones y los frentes en los mapas. El
próximo día, para compensar abordaremos algunas cuestiones muy inmediatas y prácticas sobre
el uso de los mapas de altura. Será hacia el lunes 10 de noviembre porque me he comido una
semana con todo el morro.
Saludos y que disfrutéis del “monstruo” que aparece en el último mapa, pero esperemos también
que no haya causado desgracias
CURSO DE MAPAS 8
El mapa de 850 hPa
Hola foreros. Mis disculpas por no haber mantenido la regularidad anunciada. Casi tres semanas
de vacaciones y sólo puedo decir que en parte eran obligadas por cambio de trabajo y viajes.
Claro, que si tardo un poco más igual no hace falta que siga, porque en el foro salen cada vez
más tópics con nivel que se adelantan a lo que yo cuento. De hecho, la entrega de hoy está
principalmente inspirada en el tópic “¿qué significa esto?” iniciado por jose-pamplona el 19 de
noviembre, en el que ha habido interesantes discusiones sobre el mapa de 850 hPa y la cota de
nieve. (Otro tópic “temperatura en altura y cota de nieve apareció en el foro el martes 25)
Entre varias contribuciones muy acertadas están las advertencias de Altocúmulo_07 y Mammatus
sobre las diferentes altitudes a las que se encuentra el nivel de 850 hPa. 1550 m. es su sólo su
altitud media y en muchas zonas puede estar bastante más bajo o más alto. Para saber cual es la
altitud en cada punto lo que debemos hacer es usar las isohipsas. El mapa siguiente es el análisis
de las 00 Z del 23 de diciembre de 2001, justo antes de la nevada que cayó en Madrid y otros
puntos de España durante la madrugada. Las isohipsas son las lineas blancas y las isotermas
están marcadas por las líneas negras (de 5 en 5 grados C) y también por los colores
La isohipsa de 1440 metros (144) pasa por Asturias y Galicia y después de rodear la baja Atlántica
vuelve a entrar en España desde el Sur cruzando ligeramente al norte de Madrid. Asi pues en toda
la mitad norte de la península el nivel de 850 hPa se encontraba a esa altitud, más de 150 metros
inferior a la media. La isoterma de 0º C cruzaba más o menos a la latitud de Burgos y la de +5º C
bastante al sur de Madrid. Interpolando, en Madrid la temperatura a 1440 metros estaba tanto en
torno a +2º. En cambio sobre la costa norte de la península la temperatura al mismo nivel era de 2º o aún menos.
En el mapa de 850 hPa, como en los de otros niveles, conviene mirar la altitud al mismo tiempo
que la temperatura. No es lo mismo, por ejemplo, tener 0º a 1500 m. que a 1300 m. A ese efecto
los mapas de wetterzentrale que indican a la vez Geopotencial (altitud) y temperatura son
utilísimos
La altitud del nivel de 850 hPa, o sea las isohipsas del mapa, se distribuyen de manera bastante
parecida a las isobaras del mapa de superficie. Eso es así porque en ambos casos, lo que
representan viene a ser el peso del aire sobre cada punto y como el nivel del mar y el de 850 hPa
están separados por una altitud variable, pero pequeña (en torno a 1500 metros), la distinta
densidad de ese aire intermedio no es demasiado influyente. La posición de Altas y Bajas,
dirección de isolineas, etc es semejante en ambos mapas.
Sin embargo no pasa lo mismo con la temperatura. El aire de la atmósfera se calienta desde
abajo. No es el sol quien lo hace, pues el aire es bastante transparente a la radiación solar de
onda corta, sino la superficie de la tierra, Calentada por el sol transmite ese calor a las capas de
aire más bajas y por la noche la irradiación terrestre enfría ese aire inferior. El calentamiento
diurno y el enfriamiento nocturno de la superficie son muy irregulares en distintas zonas, aunque
estén a igual latitud, porque depende de la nubosidad, el viento, la orografía, que el terreno sea
boscoso o desértico, que haya masas de agua cerca etc. Esas influencias van reduciéndose a
medida que ascendemos y a partir de unos 1000 metros de altura son ya poco importantes.
Por esa razón, el mapa de temperaturas a 850 hPa nos ofrece una medida más “verdadera” de la
temperatura de la masa de aire que tenemos encima y además su variación entre día y noche es
muy pequeña. Pero cerca del suelo los otros factores dominan. Normalmente en esa capa entre la
superficie y los 1500 metros de altitud no se verifica el descenso regular de 0,65 ºC cada 100
metros. De nuevo esto es sólo un valor medio. Es más: al principio del día es más corriente que la
temperatura aumente con la altura en capas bajas porque la pérdida de calor terrestre durante la
noche ha enfriado el aire cerca del suelo pero el que está más arriba ha conservado su
temperatura. Es lo que se llama la Inversión térmica nocturna.
Igual sucede con el viento. Por encima de unos 1000 metros de altura se aproxima bastante a su
dirección y velocidad geostrófica, pero cerca del suelo está frenado por el rozamiento y sobre todo
por la estabilidad del aire durante la noche y las primeras horas de la mañana (todo el mundo
tiene la experiencia de que el viento es mas fuerte a partir de mediodía y que salvo en días
contados, de noche dominan las calmas). El viento medido al nivel de 850 hPa nos ofrece una
medida del desplazamiento general del aire inferior mucho mejor que las observaciones en
superficie.
Las temperaturas a 850 hPa y la cota de nieve
Todo lo anterior tiene mucha relación con la dificultad de calcular con exactitud la cota de nieve a
partir de la temperatura en 850 hPa. Si una nube tiene una temperatura inferior a 0º C su
precipitación inicial es de nieve (en realidad gran parte de las precipitaciones de lluvia se forman
inicialmente como nieve en la parte superior de la nube, pero eso es otro tema). Supongamos que
justo por debajo de la nube la precipitación es de nieve. El que llegue al suelo como nieve o lluvia
depende de la temperatura de la capa que recorre en su caída. Es frecuente al ascender una
montaña ir encontrándose primero lluvia, luego aguanieve y por fin nieve.
Por eso en primer lugar hay que tener en cuenta la altitud verdadera de la temperatura de 850 hPa
que nos dan las isohipsas. Por ejemplo en el mapa anterior la temperatura al nivel de 850 hPa
sobre Madrid a las 00 Z del día 23 era de +2 º y la altitud de ese nivel unos 1440 metros. Como la
altitud media de la capital es de algo más de 600 metros la precipitación tenía que recorrer unos
800 metros hasta llegar hasta el suelo desde el nivel de 850 hPa. Si aplicásemos el valor medio
de disminución de la temperatura tendriamos T en el suelo = 2 + (8 x 0,65) = 7,2 es decir que el
aire junto al suelo estaría a unos 7º y normalmente con esa temperatura no nieva, pero ¿era esa
la temperaturas real junto al suelo? Mammatus nos ha ofrecido los datos del sondeo de Madrid
aquella noche:
08221 LEMD Madrid Observations at 00Z 23 Dec 2001
--------------------------------------------------------------
PRES HGHT TEMP
hPa
m
C
-------------------------------------------------------------940.0
633
1.2
939.0
641
0.8
925.0
761
1.4
913.0
866
1.6
870.0
1255
2.2
859.0
1358
2.0
850.0
1443
1.8
¡¡¡ Pues no !!! La temperatura junto al suelo era de 1,2º es decir más fría que a 850 hPa al igual
que en casi todos los puntos intermedios. Existía una masa fría previa, como ya se ha dicho en el
tópic de referencia y con cielo poco nuboso la temperatura pudo ascender algo en la tarde anterior
en las capas más bajas pero descendió rápidamente tras la puesta de sol. Por la noche la entrada
cálida y húmeda asociada a la baja al suroeste de la península provocó la nevada y la nieve no se
derritió al atravesar las capas frías inferiores. Con +2º de temperatura al nivel de 850 hPa nevó a
600 metros de altitud.
Por cierto que Mammatus ha descubierto una joya, al menos yo no la conocía: la dirección
http://weather.uwyo.edu/ de la universidad de Wyoming. En el apartado “Upper air observations”
tienen un archivo de varios años de sondeos de todo el mundo y además se pueden transformar
en diagramas de diversos tipos. Este es por ejemplo el diagrama de Stüve del sondeo de Madrid
del INM del día 22 a las 12 Z:
Las líneas azules horizontales son niveles de presión-altitud y las verticales ofrecen los intervalos
de temperatura. La curva negra gruesa de la derecha indica la distribución vertical de
temperaturas y la de la izquierda el Punto de Rocio. La diferencia entre la temperatura y el Punto
de Rocío da una medida de la humedad relativa.
Como puede verse las temperaturas eran ya muy frías incluso a mediodía con unos -2º en el suelo
y 0º en el nivel de 900 hPa. En 850 hPa había también 0º, al nivel de 700 hPa unos -5 º y en 500
hPa -20º C..
Ahora vamos a examinar el sondeo de esa noche del que ya hemos dado antes unos datos:
Las temperaturas han ascendido ligeramente a pesar de que estamos en horas nocturnas y por
ejemplo en 850 hPa han subido hasta +2 ºC. La humedad ha aumentado extraordinariamente a
todos los niveles y a partir del de 850 hPa está cercana al 100%. Se trata de la masa húmeda que
entra desde el Oeste-Suroeste (ver los vientos del sondeo en la columna a la derecha). La
precipitación asociada fue de nieve porque las capas bajas se encontraban suficientemente frías.
Pero también puede pasar lo contrario: Tener temperaturas negativas en 850 hPa y sin embargo
que no nieve. Supongamos por ejemplo una ciudad costera donde la columna de aire entre el
suelo y 850 hPa tiene el gradiente vertical de temperaturas medio de 0,65º C / 100 metros, es
decir que no hay inversión. Aunque los 850 hPa se encontrasen a 1400 m. y su temperatura fuese
de -4 ºC., al nivel del mar tendríamos +5º C y con esa temperatura es difícil que nieve. En el tópic
hay un comentario significativo de Sixfingers: “aquí en Bretaña no albergo esperanzas de nieve si
no es con una buena "-7" sobre nuestras cabezas”. Y efectivamente, no es sólo que en las zonas
costeras el nivel de 850 hPa está más alejado del suelo que en zonas elevadas. El efecto
suavizador del mar y la humedad relativa más alta dificultan la formación de fuertes inversiones
nocturnas de temperatura que mantienen el aire frío en capas bajas, facilitando que la nieve llegue
al suelo.
Desde luego con una “iso” de -10 en 850 hPa la nieve es prácticamente segura a cualquier altura,
pero ¡¡ojo!! Primero hace falta que caiga algo y las masas de aire muy frías no son a menudo las
más húmedas. Bueno, el próximo día hablamos un poco del mapa de 500 hPa.