Mapas de topografías relativas

2. INTRODUCCIÓN TEÓRICA.
En la práctica anterior ya explicamos y usamos los mapas de topografías absolutas. Además de estos mapas de
topografías absolutas, se trazan otros de topografía relativa, señalando en cada lugar la diferencia de alturas
entre los puntos de su respectiva vertical entre dos isobaras distintas, y uniendo después en el mapa, por lineas
que se llaman isohipsas relativas, aquellos en los que esa diferencia es igual.
Las isohipsas relativas no siguen la dirección de un viento real, sino un viento ficticio, llamado viento
térmico. Este viento se calcula tomando los sondeos de los vectores viento en los dos niveles isobáricos y
restando ambos.
La topografía relativa es muy útil para el análisis de la distribución de la densidad de masa de aire
comprendida entre las dos capas isobáricas, ya que cuanto más ligero sea el aire, más tendrá que elevarse
desde la capa más baja hasta encontrar la más alta. A su vez, la densidad del aire depende de su temperatura y
de su humedad, o, en resumen, de su temperatura virtual. Esto significa que las isohipsas relativas unen puntos
de igual temperatura virtual media del estrato aéreo comprendido entre las superficies isobáricas. Son
entonces isotermas virtuales medias.
Según esto, las áreas que en mapa presentan isohipsas relativas altas son ,en virtud de la correspondencia entre
isohipsas e isotermas virtuales medias, zonas de masas de aire caliente. Las zonas encerradas entre isohipsas
relativas bajas serán zonas de aire frio.
El estudio de las isohipsas relativas también se usa para situar las zonas de los frentes de separación entre las
masas de aire frío y cálido, ya que esos frentes serán aproximadamente paralelos a dichas isohipsas relativas y
se situaran donde estas isolineas esten más juntas, es decir, donde el viento térmico es más intenso. Los
frentes ocluidos coinciden con las cuñas cálidas que forman las isohipsas relativas. También permiten
descubrir las gotas de aire frio que se desgajan de la corriente aérea general que corre por las altas latitudes.
Para obtener la ecuación analítica de la temperatura media virtual de un estrato partiremos de la tercera
componente de la ecuación general del movimiento atmosférico. A su vez, supondremos que el aire del estrato
estudiado se comporta como un gas ideal, con lo que podremos usar la ecuación de los gases ideales. También
suponemos un descenso lineal de la temperatura con la altura, según el gradiente de enfriamiento vertical .
Con todo esto hallamos la temperatura media del estrato atmosférico en estudio. La expresión que salga tendrá
que relacionar esta temperatura con el espesor del estrato, de manera que nuestra temperatura media sea
función de las diferencias de alturas entre las dos isobaras, esto es, en función de las isohipsas relativas como
hemos establecido anteriormente, al establecer la correspondencia entre isohipsas relativas e isotermas
virtuales medias.
En cuanto a la predicción con el tiempo de esta temperatura media del estrato, la realizaremos a partir del
operador derivada sustancial aplicado a la temperatura. Recordemos la forma de este operador:
Donde la derivada parcial es la variación local de la magnitud a la que apliquemos el operador, y el término
del producto escalar es el llamado término advectivo, que introduce la no linealidad de las ecuaciones
atmosféricas.
Aplicado a la temperatura, el operador quedará:
Aquí vamos a suponer que la única fuente de cambio de la temperatura en un cierto lugar va a ser la advección
geostrófica. Entonces, tendremos la expresión:
1
Los cambios de temperatura por advección van íntimamente ligados a las variaciones de espesor deducibles
de la topografía relativa. Si el movimiento de traslación de las isohipsas relativas es tal que sobre un lugar
pueda esperarse que vayan a ir pasando espesores progresivamente más bajos, la masa de aire irá siendo
progresivamente más fría (y viceversa). La rapidez de la variación dependerá de la intensidad de la advección,
es decir, de lo fuerte que sea el gradiente de dichas isohipsas relativas, de la velocidad del viento medio
considerado y de lo atravesado que esté el viento medio al viento térmico.
Naturalmente, en el valor de la tempertura futura influirán, además de la advección, la posible presencia de
movimientos verticales (calentamientos por subsidencia o por efectos"föhn", enfriamientos por ascenso
orográfico), de enfriamientos dinámicos por ahondamiento, enfriamiento por radiación, calentamientos al
pasar sobre una superficie templada o caldeada, etc. Estas posibilidades deben ser tenidas en cuenta (sólo
podrán estimarse cualitativamente). Tales efectos se superponen a lo que se conoce como "advección
perfecta",es decir, a la propagación de la temperatura debida al arrastre de las líneas de espesor por el viento
medio del estrato.
Con mucha frecuencia esos procesos surgen como consecuencia del propio proceso de advección,
contrarrestando en parte sus efectos y haciendo un papel atemperante. Así:
−Si hay advección cálida, ésta suele ocurrir sobre suelos y mares fríos, con lo que hay enfriamiento desde
abajo; además provoca ahondamientos que originan enfriamiento dinámico, con convergencia y ascenso del
aire. Este enfriamiento dinámico, unido al adiabático del ascenso, debilita la advección cálida al
contrarrestarla en parte; y es mucho más importante que el enfriamiento desde abajo, el cual queda confinado
a una delgada capa inferior, a no ser que haya turbulencia.
−Si hay advección fría, ésta suele ocurrir hacia superficies más cálidas; y el calentamiento desde abajo se
propaga con rapidez porque inestabiliza el aire. Se estima que estos procesos debilitan la advección fría
perfecta, en un 40 a un 60%, al pasar el aire frío a deslizarse sobre un mar más cálido, pues en este caso el
espesor aumenta no sólo por el calentamiento, sino por aumento de humedad, que hace menos denso el aire; lo
que significa lo mismo que si las líneas de espesor fuesen arrastradas por el 60 al 40% (respectivamente) del
viento medio. Además, la advección fría suele provocar subsidencia, originándose un calentamiento que
contrarrestra en parte la advección fría perfecta y hace que las isohipsas relativas 500/1000 mb sean alrededor
de 100 m menos bajas de lo que serían si no hubiera subsidencia, en un período de 24 horas (para 700/1000
mb serían unos 50 m).
Naturalmente, los vientos medios del estrato pueden cambiar durante el intervalo a que se refiere el
pronóstico, y esto hay que tenerlo en cuenta. De este modo, la estimación cualitativa de variación de
temperatura basada en el movimiento de las isohipsas relativas es importante para el pronóstico, no olvidando
que estará influenciada por condiciones geográficas (föhn, por ejemplo) y por la época del año, además de por
la situación sinóptica general. Donde no debe aplicarse, de ningún modo este procedimiento de ayuda a la
predicción, es en las áreas en las que la advección se esté reforzando o debilitando rápidamente, es decir en las
zonas con frontogénesis o con frontolisis.
Para realizar el pronostico de la temperatura media utilizaremos la formula de la advección geostrofica de tal
forma que si consideramos este como el único factor de variación, la temperatura final vendrá dada por:
Donde Ti es la temperatura media de la que partimos y los limites de integración serán el periodo de tiempo al
cual queremos realizar el pronostico.
2