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Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
METEOROLOGIA
1
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
1.1
LA ATMOSFERA – COMPOSICION
Se puede definir la atmósfera como el vehículo donde tienen lugar todas
las transformaciones de energía que conforman el concepto de tiempo.
La atmósfera no es otra cosa, desde el punto de vista meteorológico,
que una máquina térmica, cuya fuente de energía es el Sol, siendo la
propia atmósfera el medio a través del que esa energía solar se
transforma en todos los fenómenos que conocemos como tiempo.
Desde un punto de vista estático la atmósfera es solamente una
envoltura gaseosa que rodea a la Tierra. Sin embargo, se debe
considerar la atmósfera como algo dinámico y por ello se deben incluir
en su concepto todas las variables que soporta, conocidas como
variables meteorológicas, las cuales intervienen en el tiempo
atmosférico como una función del tiempo cronológico.
Por tanto, lo que se conoce como tiempo meteorológico es la resultante,
en un instante dado, de los valores de un conjunto de variables como la
presión, temperatura, humedad, viento, etc.; variables que se pueden
expresar y relacionar mediante ecuaciones matemáticas que modelizan
la atmósfera y permiten predecir situaciones futuras.
Es decir, interesará analizar el estado de dichas variables en la
atmósfera para deducir el tiempo meteorológico en un instante dado. Si
en dicho análisis se introduce la variable tiempo cronológico se entrará
en el concepto de predicción. Cuando la variable tiempo cronológico se
refiere a un período largo de tiempo, como por ejemplo una estación,
los valores medios de las variables meteorológicas a lo largo de todo
ese tiempo determinan el concepto de clima.
Se deberá considerar la atmósfera como un fluido en tres dimensiones
que se puede identificar matemática y físicamente por la superposición
de diversos campos, como la presión, la temperatura, la humedad, el
viento, etc.
La atmósfera, ya se dijo, es una mezcla de gases que, además,
presenta ciertos cuerpos extraños, sólidos o líquidos, en suspensión.
Esta mezcla, y hasta unos 35 ó 40 km., de altitud, presenta la siguiente
composición:
•
•
Oxigeno, con un 21%.
Nitrógeno, con un 78%.
2
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•
El 1% restante lo componen el anhídrido carbónico, gases nobles
como el helio, neón, argón, xenón y kriptón, y también vapor de
agua, que cumple un papel fundamental en el comportamiento de
la atmósfera.
Al contrario que el resto de gases, que presentan unas proporcionas
bien constantes, el vapor de agua aparece en la atmósfera en
cantidades muy variables, disminuyendo rápidamente con la altura, de
forma que prácticamente a los 15 km., de altura deja de encontrarse
vapor de agua.
Con respecto a las partículas líquidas en suspensión, en general son
gotas de agua que forman las nubes1. Los cuerpos extraños sólidos
suelen ser partículas de sales marinas, polvo, residuos de combustión y
otros tipos de contaminación. Todas estas clases de partículas se
encuentran en las capas bajas de la atmósfera, encontrándose en las
capas altas pequeños cristales de hielo que forman las nubes altas.
1.2
TROPOSFERA, TROPOPAUSA, CORRIENTE
ESTRATOSFERA Y ESTRATOS SUPERIORES
EN
CHORRO,
Se puede distribuir la atmósfera en pisos o capas verticales que serán
distintas según la variable de la que se elija estudiar su variación con la
altura.
Aquellas variables cuya variación con la altura sea muy pequeña, darían
una atmósfera verticalmente homogénea con respecto a esa variable2.
Sin embargo, con respecto a otras variables existen importantísimas
discontinuidades verticales, con lo que teniendo en cuenta las mismas,
la atmósfera presenta una serie de estratos bien definidos y con
características propias.
Es con respecto a estas últimas variables con las que se divide
verticalmente la atmósfera. Las más representativas son:
•
•
La temperatura (criterio térmico de división vertical).
La conductibilidad eléctrica (criterio eléctrico de división vertical).
Teniendo en cuenta la variación de la temperatura con la altura, la
atmósfera se divide en los siguientes estratos:
1
2
Una nube no es más que una suspensión coloidal de gotas de agua en la masa de aire.
Por ejemplo, la presión varía con la altura pero de manera uniforme y con valores pequeños.
3
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•
La troposfera: Desde el suelo hasta unos 9 km., de altura en los
polos, 11 km., de altura en latitudes medias y 15 km., en el
Ecuador. Es en la troposfera donde tienen lugar los fenómenos
conocidos como tiempo atmosférico (precipitaciones, nubosidad,
etc.). En la troposfera se producen corrientes verticales de masa
de aire. Dentro de ella hay dos capas fundamentales, una es la
capa perturbada baja, en la que la temperatura varía con la
altura de una manera irregular debido al contacto con la
superficie terrestre, y la otra es la troposfera alta, en la que la
temperatura desciende con la altura de una forma bastante
regular3.
•
La estratosfera: Situada entre el límite superior de la troposfera y
unos 30 km., de altura. Tiene una estructura térmica vertical
prácticamente isoterma, es decir, la temperatura no varía con la
altura. Esto no quiere decir que la estratosfera sea isoterma en
sentido horizontal4. En la estratosfera no se producen fenómenos
de tiempo meteorológico, aunque si existen fuertes corrientes de
viento que son de suma importancia para lo que pasa más abajo.
•
La mesosfera: Desde el límite superior de la estratosfera hasta
los 80 km., de altura. Presenta un elevado contenido en ozono y
tiene un estructura térmica vertical con temperaturas crecientes
con la altura hasta los 60 km., de altura, donde presenta
máximos de unos +80º C5, para a partir de ahí disminuir la
temperatura entre los 60 y los 80 km., de altura hasta alcanzar
mínimos de -60º C a los 75 u 80 Km., de altura.
•
La termosfera: Con límites superiores imprecisos, pero por
encima de los 400 km., de altura. En ella la temperatura vuelve a
crecer con la altura, llegando más o menos a los +90º C a unos
120 Km., de altura.
•
La exosfera: Comprendida entre el
termosfera y el final de la atmósfera.
límite
superior
de
la
Los límites que separan las capas atmosféricas se presentan como
estratos de transición, y así se tiene:
3
De media unos 6º por cada 1000 mts., de altura.
Presenta temperaturas de unos -80º C en la zona ecuatorial, de unos -56º C en latitudes
intermedias y de unos -45º C en los polos. La bajada de temperatura de los polos al ecuador es
debido a que los límites superiores de la troposfera se encuentran más altos en el Ecuador que en
los Polos.
5
Este aumento de temperatura con la altura se puede explicar debido al calentamiento producido
por la absorción de los rayos ultravioleta por el ozono.
4
4
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•
•
•
La tropopausa: Estrato separador de la troposfera y la
estratosfera. Muy importante en meteorología.
La estratopausa: Estrato separador entre la estratosfera y la
mesosfera.
La mesopausa: Estrato separador entre la mesosfera y la
termosfera.
Siguiendo el criterio de la conductibilidad eléctrica, la parte superior
atmosférica se divide en dos capas:
•
•
La ozonósfera: Situada entre los 25 y los 70 km., de altura y que
coincide prácticamente en extensión con la mesosfera. Presenta
un gran contenido en ozono, con gran poder de absorción de los
rayos ultravioleta.
La ionosfera: Situada desde los 70 km., de altura hasta el final de
la atmósfera. Esta capa está fuertemente ionizada con una
estructura vertical que no es uniforme, presentándose una fuerte
concentración iónica hacia los 80 ó 100 km., de altura, que se
conoce como capa E o de Kenelly – Heaviside. A más altura la
concentración iónica disminuye hasta los 200 ó 300 km., de
altura, donde vuelven a aparecer otra vez fuertes concentraciones
de iones, conocidas como capas F1 y F2 o de Appleton. La capa F1
experimenta fuertes fluctuaciones diurnas llegándose a confundir
con la F2.
Fig. 1 Distribución de un corte vertical de la atmósfera
5
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Para definir la tropopausa se establecen, fundamentalmente, dos
criterios:
•
•
Es la capa a partir de la que la temperatura deja de disminuir con
la altura.
Es la capa en la que el viento en altura es máximo.
La tropopausa no forma una capa concéntrica con la Tierra, sino que se
achata en los polos, estando en esa zona a unos 9 km., de altura y se
eleva en el Ecuador, donde se encuentra a unos 15 km., de altura, con
una altura en latitudes medias de 11 km. Es esta característica
multifoliar de la tropopausa, que presenta una estructura laminar,
discontinua, formada por tres capas que se solapan en sus zonas de
encuentro la que proporciona a la misma su importancia. Y es que por
esas zonas de solapamiento circulan verdaderos chorros de viento.
En la figura que sigue a continuación se puede ver dicha estructura y las
tuberías de viento que son importantísimas para la evolución de los
fenómenos meteorológicos.
Fig. 2 Estructura multifoliar de la tropopausa y corrientes en chorro
En la figura
concéntricas:
•
•
anterior
se
pueden
observar
las
siguientes
capas
Capa TP, o tropopausa polar, con una altitud media de 9 km., y
que llega aproximadamente hasta los 40º de latitud.
Capa TT, o tropopausa tropical, solapada con la anterior, por lo
que en latitudes de unos 40º habrá dos tropopausas,
denominadas principal y secundaria. La tropopausa tropical
6
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•
mantiene una altitud media de unos 11 km., y se extiende hasta
los 25º de latitud aproximadamente.
Capa TE, o tropopausa ecuatorial, solapada con la tropical en la
zona de los 25º de latitud. Mantiene una altitud media de unos 15
km.
En realidad los bordes de cada capa de tropopausa mencionados son
fluctuantes y no coinciden exactamente con los paralelos mencionados,
sino que las fallas de la tropopausa presentan amplios meandros en el
sentido de los meridianos.
Por esas fallas discurren las corrientes en chorro6 que son como ríos de
viento que desempeñan un papel fundamental en la formación de las
depresiones en la zona templada. La estructura física de estas corrientes
de viento es tubular, con anchuras de unos 100 a 200 km., y un espesor
vertical de unos 4 a 10 km. El flujo de viento es siempre de Oeste a
Este y en el lado frío del chorro7 aparecerán zonas de gran turbulencia
debido al efecto cizalladura por la diferencia de velocidades entre la
masa de aire del chorro y la masa de aire que le rodea8.
Los chorros presentan discontinuidades que son importantísimas para el
desarrollo de fenómenos meteorológicos como por ejemplo las gotas
frías.
Fig. 3 Corrientes en chorro
6
Jet stream.
Parte izquierda en el hemisferio norte y derecha en el hemisferio sur.
8
Turbulencia de aire claro.
7
7
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Fig. 4 Tropopausa – Criterios que la definen
En la figura 3 se pueden observar las dos corrientes en chorro. El chorro
polar (CP) que separa la tropopausa polar de la tropical influye de forma
decisiva en la formación y evolución de las borrascas en la zona
templada9. Más al sur, ya cerca del Ecuador, se encuentra el chorro
tropical (CT).
1.3
LAS VARIABLES METEOROLÓGICAS
El concepto de tiempo meteorológico, ya se dijo, era el resultado de la
superposición de magnitudes que se podían medir, tales como la
presión, la temperatura, la humedad, el viento, etc. Estas magnitudes
sufrían variaciones en un campo tridimensional. Midiendo dichas
variaciones tanto en superficie como en altura se conseguía realizar un
diagnóstico de la atmósfera, en un instante dado. Cuando se observaba
la evolución de esas variables con relación a un período de tiempo se
conseguía, alimentando modelos matemáticos que caracterizan las
evolución de dichas variables, realizar un pronóstico.
9
Ciclogénesis.
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1.4
TEMPERATURA – CONCEPTO Y MEDIDA
En general se tiene una noción intuitiva de la temperatura que depende
de nuestras propias sensaciones de frío o calor. Dichas sensaciones no
nos dan una medida de la temperatura, sino que debemos usar
instrumentos que nos permitan conocer esta magnitud.
Para medir la temperatura lo que se hace es usar cuerpos que posean
alguna propiedad física que varíe con la temperatura y que sea medible.
De esta forma conociendo la variación de dicha propiedad física y su
magnitud conoceremos la temperatura, previa construcción de una
escala adecuada de variación.
Las propiedades físicas que suelen usarse son:
•
•
•
La dilatación de un fluido al variar la temperatura.
La variación de presión de un gas al variar la temperatura.
La variación de la resistencia eléctrica cuando varía
temperatura.
la
Los instrumentos que miden la temperatura se conocen como
termómetros. En lo que atañe a nuestro estudio solo se considerará la
primera de las propiedades físicas que varían con la temperatura.
Por lo tanto, los termómetros usados en meteorología se basan en
medir la dilatación de ciertos fluidos, entre determinados límites, como
función lineal de la temperatura.
Para construir la escala de variación adecuada, es decir para determinar
el cero de la escala y los valores discretos de salto de la misma, se usan
sistemas cuya temperatura permanece invariable de manera constante,
como por ejemplo la mezcla de hielo y agua o la de agua y vapor. Estos
sistemas permiten definir dos puntos fijos y por tanto construir la escala
entre los mismos, debido a que la variación de la dilatación era función
lineal de la temperatura, la escala se puede graduar en intervalos
iguales.
Las dos escalas más usadas son la Centígrada y la Fahrenheit10, que se
diferencian por la asignación de los puntos fijos y los intervalos elegidos
para dividir longitudinalmente la escala.
De acuerdo con la escala Centígrada o Celsius se toma para la
temperatura de la mezcla hielo – agua, es decir para el punto de fusión
del hielo, el valor de 0º y para la temperatura de la mezcla agua –
10
Se obvia la escala Reamar ya que prácticamente no se usa.
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vapor, el valor de 100º y se divide el intervalo entre esos dos puntos en
100 partes iguales que se denominan grados centígrados (ºC).
De acuerdo con la escala Fahrenheit se toma para la temperatura de la
mezcla hielo – agua, es decir para el punto de fusión del hielo, el valor
de 32º y para la temperatura de la mezcla agua – vapor, el valor de
212º y se divide el intervalo entre esos dos puntos en 180 partes
iguales que se denominan grados Fahrenheit (ºF). En los termómetros
con esta escala la graduación total comprende 212º.
Para pasar de una escala a la otra solo se tienen que tener en cuenta las
definiciones de cada una de ellas, e igualarlas:
º C º F − 32
=
100
180
De esta expresión general se pueden obtener:
100
º F − 32
(º F − 32) ⇒ º C =
180
1,8
180
ºF =
C + 32 ⇒ º F = 1,8C + 32
100
ºC =
Existe otra escala que tiene una gran importancia desde el punto de
vista de la termodinámica, es la escala absoluta. Su ventaja práctica
radica en que no usa temperaturas negativas ya que introduce el
concepto de cero absoluto que corresponde con la temperatura a la que
se anularía el volumen de los gases cesando en ellos toda manifestación
de energía
En esta escala, llamada escala Kelvin debido a que fue creada por Lord
Kelvin, se ha encontrado que el cero absoluto se corresponde con 273º C o con – 459 ºF.
Para pasar de una escala Centígrada a una Kelvin se sumarán a los ºC el
valor de 273, obteniéndose grados Kelvin. Para pasar de una escala
Fahrenheit a una Kelvin se sumarán a los ºF el valor de 459,
obteniéndose grados Rankin.
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Fig. 5 Escalas termométricas
Una de las grandes ventajas que presenta la escala absoluta sobre las
otras es que facilita los cálculos en los que intervengan la presión y la
temperatura de la masa de aire, ya que la presión es proporcional a la
temperatura absoluta y no a la centígrada.
1.5
TERMOMETROS – TIPOS
Los termómetros usados en meteorología son siempre de líquido. Los
fluidos utilizados son generalmente mercurio o alcohol y se clasifican en
los siguientes tipos:
•
•
•
•
Termómetros
Termómetros
Termómetros
Termómetros
ordinarios.
de máxima.
de mínima.
de máxima y mínima.
11
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•
Termómetros honda.
Básicamente un termómetro es un tubo capilar de vidrio que en uno de
sus extremos se ensancha para formar un depósito que se llena de
mercurio o alcohol. Cuando se sumerge este depósito en el medio del
que se quiere medir la temperatura, se producirá una dilatación del
líquido que llena dicho depósito que subirá por el tubo capilar hasta que
se llegue a un equilibrio. Se producirá una correspondencia entre la
temperatura del medio y la dilatación del líquido termométrico que se
medirá por la longitud que ese líquido ha subido por el tubo capilar. Es
decir, el tubo capilar transforma la dilatación volumétrica del líquido
termométrico en una dilatación prácticamente lineal. Insertando una
escala graduada sobre el tubo capilar se puede medir la temperatura en
función de una longitud sobre dicha escala.
•
•
•
Termómetro de máxima: Registra de forma automática la
temperatura más alta que se alcanza en el intervalo comprendido
entre dos observaciones. Es un termómetro ordinario de mercurio
al que se le ha practicado una estrangulación a la salida del
depósito. Al subir la temperatura el mercurio dilatado sobrepasa
sin dificultad el estrechamiento llegando por el tubo capilar hasta
marcar la temperatura del ambiente; sin embargo cuando la
temperatura baja y el mercurio del depósito se contraiga, la
columna del capilar no pesará lo bastante y se romperá por el
estrechamiento quedando aislada del depósito, con lo que su
extremo continuará marcando la temperatura máxima. Para
volver a poner el termómetro en estado de lectura se deberá
centrifugar o sacudir con objeto de que la columna de mercurio
del capilar baje hacia el depósito.
Termómetro de mínima: Mide la temperatura baja alcanzada en el
intervalo comprendido entre dos observaciones. En estos
termómetros se suele utilizar el alcohol como líquido
termométrico, ya que éste tiene una temperatura de solidificación
mucho más baja que la del mercurio11. El termómetro lleva un
índice de hierro sumergido en el alcohol. Al bajar la columna, esta
arrastra el índice por tensión capilar hasta llegar a la temperatura
más baja. Cuando la columna sube el alcohol fluye entre las
paredes internas del tubo capilar y el índice, sin arrastrarlo, por lo
que dicho índice seguirá marcando la temperatura mínima. Para
volver a poner el termómetro en estado de lectura se deberá usar
un imán para llevar el índice a tomar contacto con el extremo de
la columna termométrica.
Termómetro de máxima y mínima: Mide, simultáneamente, la
temperatura más alta y más baja alcanzadas en el intervalo
11
El mercurio se solidifica a unos –39º C, pudiéndose, en ciertos lugares, alcanzarse temperaturas
más bajas.
12
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•
comprendido entre dos observaciones. El más corriente consiste
en un tubo doblemente acodado en forma de “U”. La parte inferior
se llena con mercurio mientras que las ramas verticales van llenas
de alcohol, una de forma parcial y la otra totalmente. El
termómetro lleva dos índices de hierro sumergidos en el alcohol.
En la rama vertical totalmente llena de alcohol se leen las
temperaturas mínimas y en la rama parcialmente llena, las
máximas. Los índices son empujados por el mercurio cuando se
dilata o se contrae. Así, cuando la temperatura sube, asciende la
columna de mercurio en la rama de las temperaturas máximas,
parcialmente llena de alcohol que también se expande. Este
movimiento lleva al índice a la graduación más alta que
corresponda. Por el contrario, cuando la temperatura desciende, el
mercurio se contrae, pero el índice de máxima queda retenido por
el alcohol, mientras que el de mínima, en la rama totalmente llena
de alcohol, es empujado hasta alcanzar la graduación que
corresponda. Las lecturas se harán en los extremos del índice
correspondiente, que hagan contacto con los extremos del
mercurio, es decir en los extremos inferiores. Para volver a tener
el termómetro listo para una nueva lectura se usará un imán para
llevar los índices a apoyarse en los extremos de la columna de
mercurio.
Termómetro honda: Tiene la ventaja de ser un termómetro que se
pone en contacto con una gran masa de aire, por lo que sus
lecturas son mucho más representativas que las que de un
termómetro ordinario. Consiste en un termómetro normal de
mercurio enfundado en un soporte metálico, cuyos extremos
acaba en una anilla donde va sujeto un cordón. El observador
debe situarse cara al viento y hacer girar el termómetro como si
fuese una honda durante unos tres minutos.
Fig. 6 Termómetros de máxima y mínima
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Fig. 7 Termómetro de máxima y mínima de Six - Bellani
1.6
TERMOGRAFO
Tan importante como la medida instantánea de una variable
meteorológica es el registro de sus valores a lo largo de un intervalo de
tiempo. Los aparatos destinados a tal fin se llaman registradores y
constan de un órgano sensible a las variaciones de la magnitud a medir,
de un sistema amplificador de las variaciones de este órgano sensible y
de un mecanismo de impresión.
En el caso de la temperatura, este registrador se denomina termógrafo.
El órgano sensible de un termógrafo consiste, bien en un tubo metálico
curvado, de sección elíptica, lleno de un líquido dilatable, generalmente
alcohol, que cuando modifica su volumen con la temperatura tiende a
enderezar el tubo curvado, movimiento que se refleja en el extremo
libre de aquél, o bien en una lámina bimetálica curvada, cuyos metales
tienen distintos coeficientes de dilatabilidad, dejando el más dilatable
hacia fuera.
El órgano sensible lleva fijo uno de sus extremos y libre el otro, que es
el que se desplaza siguiendo las dilataciones o contracciones debidas a
la variación de temperatura.
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Al órgano sensible se conecta una serie de palancas amplificadoras que
convierten los pequeños movimientos del extremo libre de órgano
sensible en amplios giros.
El sistema impresor consiste en un cilindro que gira mediante un
mecanismo de relojería. A ese cilindro se adosa un papel escalado que
es sobre el que se imprime la gráfica resultante, mediante una plumilla
colocada en el extremo del sistema amplificador.
Las ordenadas del papel escalado deberán ser arcos de circunferencia,
habida cuenta que los movimientos de la pluma no serán verticales sino
circulares.
Fig. 8 Termógrafo
1.7
INSTALACION
BORDO
DE
TERMÓMETROS
Y
TERMÓGRAFOS
A
La instalación de instrumentos meteorológicos a bordo de los buques
presenta una serie de problemas que no aparecen en las estaciones
terrestres. Ello es debido a que el buque tiene vibraciones debidas a las
máquinas, se mueve entre olas y, al ser una estación móvil, cambia de
rumbo con frecuencia, entre otras cosas.
Cuando se instalen instrumentos termométricos se hará siempre en el
exterior, al aire libre, y deberán ir protegidos de los rayos solares
introduciéndolos en garitas que permitan la circulación de aire en su
interior. Estas cajas se situarán en la cubierta más alta y lo más a proa
posible, lejos de focos emisores de humos y calor.
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1.8
VARIACION DIARIA DE LA TEMPERATURA – FACTORES QUE
INFLUYEN EN LA MISMA
La temperatura de la atmósfera no es otra cosa que el índice de
equilibrio térmico entre el calor ganado por la insolación y el perdido por
radiación al espacio exterior.
La relación entre el calor ganado y el perdido depende de múltiples
factores, por lo que la temperatura variará de un lugar a otro de la
Tierra y dentro de cada lugar, la temperatura variará de un momento a
otro. Es decir, se producirá una variación por razón de espacio y una
variación por razón de tiempo.
En cuanto a las variaciones en el espacio, en un momento dado,
dependerán de la latitud, la altitud, la continentalidad, etc., del lugar
considerado, mientras que las variaciones en el tiempo para un lugar
dado dependerán básicamente de la altura que tenga el Sol sobre el
horizonte, es decir dependerán de la hora que sea (variación diurna) y
de la inclinación de los rayos solares, es decir de la estación (variación
anua).
Aquí se estudiará la variación diurna de la temperatura que para un
lugar dado produciría una curva regular a la que en determinadas
ocasiones se superponen variaciones irregulares y accidentales debidos
a cambios en las masas de aire.
Con objeto de eliminar estas perturbaciones irregulares del registro de
la variación diaria de la temperatura en un lugar determinado, lo que se
hace es promediar los valores de un gran número de observaciones. Por
tanto, aquí nos estaremos refiriendo a temperaturas medias que
corresponderán, por tanto, a situaciones no perturbadas.
Cuando se trabaja así, la curva diaria de temperaturas presenta siempre
un máximo 2 ó 3 horas después de la culminación del Sol y un mínimo 2
ó 3 horas después del orto. Eso se debe al establecimiento del equilibrio
térmico entre el calentamiento solar y el enfriamiento por radiación,
ocurriendo que tras la culminación del Sol el calor ganado procedente de
éste va disminuyendo mientras que va aumentando el perdido por
radiación. Sien embargo, la temperatura seguirá aumentando mientras
que el calor ganado sea superior al perdido, los cuales se igualan
aproximadamente 2 ó 3 horas después de la culminación del Sol y es en
este momento cuando la curva diaria de temperatura presenta un
máximo.
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Hasta el momento del orto del Sol el calor ganado es nulo, comenzando
a producirse dicha ganancia a continuación de ese momento.
Simultáneamente, el calor radiado, aunque cada vez menor, todavía
será superior al ganado hasta que llega un memento en que se produce
el equilibrio, lo cual sucede aproximadamente 2 ó 3 horas después del
orto y es en ese momento cuando la curva diaria de temperatura
presenta un mínimo.
En cuanto a la amplitud de la curva entre sus valores extremos, será
función de las características del lugar que se trate. Dichas
características se podrán reducir, fundamentalmente a dos:
•
•
Características geográficas: Habrá una influencia debido a la
latitud y otra debida a la continentalidad.
o Influencia por latitud: Las condiciones térmicas al nivel del
suelo son tales que la variación diurna en amplitud es
máxima en los trópicos disminuyendo hacia los polos, donde
casi ni se manifiesta.
o Influencia por continentalidad: La influencia por latitud
queda prácticamente enmascarada por la influencia por
continentalidad, es decir por la situación del lugar bien al
lado del mar o bien en tierras interiores. Es éste el factor
con más peso en la variación diurna de la temperatura. La
gran capacidad calorífica del mar, que significa que el mar
presenta una gran lentitud tanto para ganar como para
perder calor, da lugar a amplitudes reducidas en las
regiones marítimas y muy grandes en las continentales.
Características locales: Las curvas diarias de temperatura, ya
modificadas por las características geográficas, se verán afectadas
por causas locales
constantes, tales como la orografía, la
vegetación, etc., y variables, tales como nubosidad, pluviosidad,
nivosidad, etc., en el sentido de hacer más o menos pronunciadas
las variaciones. Factores constantes que aumentan la amplitud
son por ejemplo la altitud, y factores variables que también lo
hacen son por ejemplo la cantidad de nieve. Entre los factores
constantes que disminuyen la amplitud tendremos la vegetación y
entre los variables la nubosidad. Ambos efectos provocan un
efecto pantalla tanto para el calor ganado como para el radiado.
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Fig. 9 Curva diaria de temperaturas
1.9
VARIACION DE LA TEMPERATURA CON LA ALTURA –
GRADIENTE TERMICO ESTATICO
En la física matemática se conoce como gradiente la variación de
cualquier magnitud con respecto a una distancia. De esta manera, el
gradiente de una magnitud escalar (U), es el vector que se obtiene
derivando dicha magnitud con respecto al intervalo de distancia que se
considere.
gradU =
dU
dl
Vamos a estudiar ahora la variación de la temperatura con la altura y
para ello usaremos el concepto de gradiente. Así, el gradiente estático
de temperatura, también conocido como gradiente vertical, es la
variación que experimenta la temperatura en un intervalo de elevación
dado. Generalmente se usa un intervalo de altura de 100 mts.,
asignando gradiente positivo cuando la temperatura decrece con la
altura, que es la variación normal, y signo negativo cuando la
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temperatura crece con la altura, lo cual sucede solo de forma
excepcional.
El valor del decrecimiento de la temperatura con la altura varía de un
lugar a otro y para un mismo lugar, de un momento a otro. Es decir, el
gradiente vertical de la temperatura será función del lugar y del tiempo.
En cualquier caso, se puede deducir un gradiente medio, definido como
la variación tipo de la temperatura con la altura, siendo ese valor de
0,6º C por cada 100 mts., de altura. En función de ese gradiente se
define una atmósfera estándar muy importante en altimetría.
En función del gradiente puede determinarse la temperatura al nivel del
mar, también llamada reducción de la temperatura al nivel del mar,
operación que se hace cuando se quieren comparar observaciones
simultáneas de la superficie terrestre de lugares a diferente altitud. De
esta forma, si t es la temperatura medida en un lugar de altura x, que
expresaremos en hectómetros, y siendo α el gradiente de temperatura,
la temperatura al nivel del mar de dicho lugar será:
t 0 = t + xα
1.10 INVERSION TERMICA
Teniendo en cuenta lo estudiado en el epígrafe anterior, si
representamos la variación de la temperatura con la altura en un
sistema de ejes coordenados, en el que en el eje de abcisas se tengan
las temperaturas y el eje de ordenadas las alturas, dicha curva se
desplazará generalmente hacia la izquierda, debido a que el gradiente
es positivo.
Sin embargo, a veces, aparecen capas en la atmósfera en las que el
gradiente se invierte, haciéndose negativo. En dichas capas, la curva de
variación de la temperatura con la altura se invierte desplazándose a la
derecha, lo que implica que la temperatura, de forma excepcional, crece
con la altura. A este fenómeno se le conoce con el nombre de inversión.
19
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Fig. 10 Variación de T con la altura - Inversión térmica en zonas AB y CD de la curva
En cualquier caso, la inversión térmica significa estabilidad, ya que la
capa atmosférica en la que se produce, actúa como verdadera tapadera
que impide los movimientos verticales ascendentes de masa de aire.
Suelen producirse inversiones térmicas durante la mañana junto al suelo
debido al enfriamiento de la Tierra por la radiación nocturna mientras
que el aire situado encima está relativamente más caliente. Cuando sale
el Sol, al irse calentando el suelo la inversión acaba desapareciendo.
Como habíamos visto, en la tropopausa la temperatura crece con la
altura, por lo que dicha capa actúa como un estrato de inversión.
1.11 VARIACION ANUA DE LA TEMPERATURA
Como se dijo es función del ángulo de incidencia de los rayos solares
sobre la Tierra, el cual depende de las estaciones.
20
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Habrá por tanto un máximo de temperatura en verano, con retraso
sobre el solsticio por las mismas razones ya estudiadas en la variación
diaria, y un mínimo en invierno, también con retraso sobre el solsticio
correspondiente.
Además, el calor recibido del Sol va decreciendo desde el Ecuador a los
Polos, por ello, la amplitud de la curva anual de temperatura será
función de la latitud. Al lado del Ecuador la amplitud de la curva será
muy pequeña, con dos máximos, uno en primavera y otro en otoño12. Al
ir creciendo la latitud, la amplitud de la curva se hace cada vez mayor,
siendo máxima en las regiones polares.
También sobre la amplitud de la curva de variación anual de la
temperatura se produce un efecto moderador de los océanos, debido a
la capacidad calorífica del agua13, de la misma manera que sucedía con
la variación diaria.
1.12 SUPERFICIES Y LINEAS ISOTERMAS
Si consideramos la atmósfera en sus tres dimensiones se podrá
representar el campo de la temperatura mediante superficies
denominadas superficies isotermas, definiéndolas como aquellas
superficies cuyos puntos tienen, en un instante dado, la misma
temperatura.
Sabiendo que la temperatura decrece con la altura, en principio el
campo térmico estaría formado por una sucesión de superficies
isotermas con valor decreciente con la altura y concéntricas con la
Tierra, cuya superficie sería también una superficie isoterma. Así la
atmósfera estaría en un perfecto equilibrio estático y todos los puntos
del planeta tendrían la misma temperatura.
Es evidente que lo anterior es incorrecto, solo con ver que existe una
fuente fría en los polos y una fuente cálida en el Ecuador que
desequilibra aquél sistema simplista.
Por lo anterior las superficies isotermas se elevarían en el Ecuador
haciéndonos encontrar temperaturas mas altas a mayor altitud, es decir
la temperatura decrecería con la altura más lentamente, y se
aplastarían en los polos, donde nos encontraríamos que la temperatura
decrecería con la altura a mayor rapidez.
12
Es en esos momentos cuando el Sol pasa por el Ecuador, al estar en los equinoccios.
Cantidad de calor que hay que aplicar a la masa de agua para elevar la temperatura 1º. Una
misma cantidad de calor provoca en la masa de agua una elevación de temperatura mucho menor
que en tierra, mientras que el agua necesita perder más calor que la tierra para enfriarse un mismo
número de grados.
13
21
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Este modelo ya implicaría que las superficies isotermas se elevarían en
el Ecuador y se aplanarían en los polos, con lo que ya la atmósfera no
estaría en equilibrio estático.
Adicionalmente la desigualdad en la repartición de los continentes, el
contenido variable de humedad y otros múltiples factores dan como
resultado superficies isotermas totalmente irregulares y que además
varían en el tiempo, formando superficies elásticas con elevaciones en
las áreas calientes y depresiones en las áreas frías, y que cambian de
forma constantemente.
Como siempre en la atmósfera, podremos tomar valores instantáneos o
valores medios. Así podríamos tomar superficies isotermas medias a lo
largo de un determinado período de tiempo o superficies isotermas
tomadas para un momento dado.
Las intersecciones de las superficies isotermas con la superficie terrestre
definen las líneas isotermas, que evidencian puntos de igual
temperatura en el suelo. Se podrían definir, por las razones apuntadas
en el párrafo anterior, isotermas medias anuales, isotermas medias de
invierno o de verano, etc., respondiendo a un criterio de promedio
estático y meramente descriptivo.
Sien embargo, desde el punto de vista de la predicción, son más
importantes las isotermas instantáneas, tomadas a partir de miles de
observaciones simultáneas y que serán distintas de las trazadas pocas
horas después.
1.13 ECUADOR TERMICO
Si se unen los puntos de la Tierra que alcanzan un máximo de
temperatura se obtiene una línea denominada Ecuador térmico. Para
trazar el ecuador térmico se toma sobre cada meridiano el punto que ha
alcanzado la mayor temperatura. La línea así definida, que no es una
línea isoterma, circunvala la Tierra, próxima al Ecuador terrestre pero
sin coincidir con él, y fluctúa diariamente, estando, casi en su totalidad
contenida en el hemisferio norte, debido al predominio en éste de las
masas continentales.
Como siempre, se podrá obtener un Ecuador térmico instantáneo o
medio.
22
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1.14 DISTRIBUCION GEOGRAFICA DE LAS TEMPERATURAS
Ya se había dicho que la temperatura es función decreciente de la
latitud, con lo que en principio las líneas isotermas coincidirían con los
paralelos. Así se llegaría a lo que en Meteorología se denomina
distribución zonal de la temperatura, encontrándonos con cinco zonas:
•
•
•
Una zona tórrida.
Dos templadas.
Dos glaciares.
Con este criterio las temperaturas se podrían clasificar en:
•
•
•
Tropicales: Con medias anuales superiores a los 20º C.
Templadas: Con medias anuales comprendidas entre los 20º C y
los 0º C.
Árticas: Con medias anuales inferiores a los 0º C.
Sin embargo, si se observa un mapa que represente las isotermas
medias anuales, se observará que presentan irregularidades o
inflexiones que desbaratan la configuración zonal descrita.
Fig. 11 Mapa de isotermas medias anuales
23
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Las causas de esta desviación son principalmente:
•
•
•
El factor de continentalidad, con distribuciones irregulares de los
continentes y de los océanos. Así el hemisferio sur es
fundamentalmente marítimo y tendrá una distribución bastante
homogénea de las isotermas, que presentan una configuración
casi zonal, con isotermas que se ajustan con bastante fidelidad a
los paralelos. Lo contrario sucede en el hemisferio norte que
presentará isotermas con fuertes inflexiones.
Las corrientes marinas: Transportan grandes masas de aguas frías
o calientes que modifican las condiciones térmicas de las masas
de aire adyacentes, y por tanto, las líneas isotermas.
La altitud: Que también influye en la forma de las líneas
isotermas.
1.15 PROPAGACION DEL CALOR EN LA ATMÓSFERA
El sistema Sol – atmósfera – Tierra es como una máquina térmica que
trasmite el calor desde una caldera que es el Sol a un refrigerante que
es la Tierra mediante un vehículo que es la atmósfera.
El calor llega a la Tierra desde el Sol en forma de ondas caloríficas14. La
radiación solar, de alta temperatura y por tanto de elevada frecuencia,
caerá casi toda ella dentro de espectro visible, recibiéndose por tanto en
forma de luz, mientras que la radiación terrestre, tendrá una frecuencia
mucho más baja y caerá dentro de la banda oscura del espectro
electromagnético.
Esta discriminación de frecuencia es muy importante debido a la tercera
componente del sistema, la atmósfera, que es transparente a las
radiaciones de onda corta, es decir de alta frecuencia, y absorbe por el
contrario las de onda larga, es decir de baja frecuencia15.
Como resultado de lo anterior la atmósfera se calienta debido a la
radiación procedente de la Tierra. La radiación solar no influye
directamente en el calentamiento de la atmósfera.
De una observación continuada, cada 100 unidades de radiación solar
que llega a la parte alta de la atmósfera, 43 son reflejadas al espacio
exterior y las otras 57 se absorben. De estas 57 absorbidas, 40 los son
por la superficie terrestre y 17 por la atmósfera. Es decir, solo el 57%
de la radiación solar que llega al planeta es térmicamente efectivo.
14
Calor radiante.
Solo la ozonosfera constituye una excepción y absorbe tanto las radiaciones de onda larga como
las de onda corta. Por ello nos protege de las radiaciones ultravioleta.
15
24
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La atmósfera distribuye el calor recibido por dos procedimientos
fundamentales:
•
•
La convección: Por la que se produce un arrastre de calor desde
las capas bajas de la atmósfera hasta las capas altas mediante
corrientes ascendentes de aire. Fenómeno éste muy importante
ya que permite la formación de las nubes.
La advección: El calor en la atmósfera es transportado de unos
lugares a otros mediante grandes corrientes atmosféricas
horizontales. Estros transportes horizontales son más intensos
cuando las corrientes circulan en el sentido de los meridianos,
debido al desigual calentamiento de la Tierra.
Resumiendo el proceso:
•
•
•
La radiación térmica del Sol que llega a las capas altas
atmosféricas se absorbe en un 57% por el sistema Tierra –
atmósfera.
La Tierra refleja la radiación solar en forma de onda larga (calor
oscuro), cediéndolo a la atmósfera.
La atmósfera absorbe y distribuye ese calor por procedimientos
tales como la convección y la advección.
Fig. 12 Distribución de la energía solar en la atmósfera
25
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1.16 PRESION ATMOSFERICA
La presión es la variable más importante en Meteorología y, además, es
la que puede medirse con más precisión. Todos los mapas
meteorológicos,
tanto
en
superficie
como
en
altura,
son
representaciones del campo de presión. El campo vectorial de vientos,
depende también del campo de presiones.
La presión atmosférica es igual al peso de la columna de aire que
gravita sobre la unidad de superficie en un lugar dado.
A mediados del s. XVII, los científicos Viviani y Torricelli, llenaron de
mercurio una probeta de vidrio de 1 mtr., de largo y la introdujeron
boca abajo, por su extremo abierto, en una cubeta también llena de
mercurio. Al hacerlo observaron que la columna de mercurio descendía
quedando a unos 760 mm sobre el nivel del mercurio de la cubeta. El
dispositivo así ideado se denomina barómetro. Se evidencia con este
experimento que si la superficie del mercurio de la cubeta está en
equilibrio, la presión en todos los puntos de dicha superficie debe ser
igual, por lo que la presión que ejerce la columna de mercurio en el
punto A debe ser igual a la que ejerce la columna de aire sobre una
superficie libre del mercurio de la cubeta de igual sección que la
probeta.
Fig. 13 Experimento de Torricelli y Viviani
De esta forma se puede medir la presión atmosférica midiendo la altura
de una columna de mercurio.
26
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Por ello durante años las unidades de presión eran unidades de
longitud16, aunque con ello se expresaba el peso de una columna de
mercurio de aquella longitud, teniendo en cuenta que la densidad del
mercurio es de 13,59 g/cm3 y la sección de la columna es de 1 cm2.
El milímetro de mercurio17 es la presión equilibrada por una columna de
mercurio de 1 mm de altura y una sección de 1 cm2, cuando la densidad
del mercurio es de 13,59 g/cm3, lo que sucede a 0º C de temperatura, a
una latitud de 45º, y al nivel del mar, donde la gravedad adquiere su
valor normal.
El medir la presión mediante la longitud de una columna de mercurio
presenta incongruencias evidentes y su relación con el resto de
magnitudes físicas es compleja. Por eso, en la actualidad, se usa como
unidad de presión una basada en el Sistema CGS de Física, que evita
aquellas incongruencias y complejidades.
A dicha unidad de presión se le denomina baria y se define como la
presión ejercida por la fuerza de una dina18 sobre un centímetro
cuadrado.
Debido a que el valor de una baria es muy pequeño se usan sus
múltiplos, que son:
•
•
Bar: Que equivale a 106 barias.
Milibar: Que es la milésima parte del bar, es decir 103 barias. Es la
unidad de presión usada en Meteorología.
A la presión que equilibra una columna de mercurio de 760 mm, a 0º C
de temperatura, al nivel del mar y a 45º de latitud se le denomina
presión normal o atmósfera física.
La masa19 de tal columna sería:
m = ρhs
16
Milímetros o pulgadas de mercurio.
La pulgada de mercurio se define de manera análoga.
18
Unidad CGS de fuerza: Fuerza capaz de suministrar a un gramo la aceleración de 1 cm por
segundo en cada segundo.
19
Se debe distinguir entre masa y peso. La masa es la cantidad de materia que posee un cuerpo y
se mide en gramos-masa o kilos-masa, mientras que el peso es la fuerza con que la masa es
atraída por la Tierra, por lo que dependerá de la gravedad, y se mide en dinas o newtons en los
sistemas físicos o en gramos-paso o kilos-paso en la práctica. Las magnitudes masa y peso están
relacionadas por la fórmula:
17
P = m• g
Por lo que siendo la masa invariable el peso variará con la gravedad.
27
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Siendo:
ρ = densidad del mercurio (13,59 g/cm3).
h = altura del mercurio (760 mm).
S = sección de la columna (1 cm2).
Sustituyendo:
m = 13,59 • 76 • 1 = 1033 gramos - masa
Que pesarán en condiciones normales y por tanto con gravedad normal
1033 gramos – peso.
Para calcular el peso en el sistema CGS, tendríamos que multiplicar
aquella cantidad por la aceleración de la gravedad, que en dicho sistema
es g = 981 cm/s2.
P = mg = 1033 • 981 = 1013212 dinas
Este peso, al estar referido a la unidad de superficie, mide ya la presión
atmosférica.
Por tanto:
1 atmósfera = 760 mm de Hg = 1033 gramos - peso/cm 2 = 1013212 barias = 1013,2 milibares
Para convertir mm de Hg en mb o viceversa, de la equivalencia 1013
mb = 760 mmHg, obtendremos:
3
1 mb = 0,75 mm = mm
4
4
1 mm = 1,33 mb = mb
3
Para convertir pulgadas a milímetros se deberá tener en cuenta que:
1 pulgada = 25,4 mm
28
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1.17 BAROMETROS
Se puede medir la presión bien equilibrando el peso de una columna de
mercurio o bien midiendo las fuerzas elásticas de tubos o cápsulas
vacías.
En cualquier caso, los instrumentos medidores de la presión atmosférica
se denominan barómetros, y, de acuerdo a lo expresado en el párrafo
anterior, habrá dos tipos principales:
•
•
Barómetros de mercurio, que miden la presión equilibrando el
peso de una columna de mercurio, y que pueden ser:
o De cubeta, con nivel variable.
o De cubeta, con escala compensada.
o De sifón.
Barómetros aneroides, que miden fuerzas elásticas de cápsulas
vacías, que pueden ser:
o De tubo (Bourdon).
o De cápsulas (Vidi).
Básicamente, los barómetros de mercurio de cubeta constan de un
depósito o cubeta de mercurio, un tubo de vidrio donde está la columna
de mercurio y un alojamiento metálico para el tubo de vidrio con dos
ranuras opuestas, graduadas, que permiten ver el nivel de la columna.
Además, el instrumento va dotado con un termómetro. Evidentemente,
al ser constante la masa de mercurio en el sistema tubo – cubeta, una
subida en el nivel del tubo debe hacerse a expensas del nivel de la
cubeta, nivel que representa el cero de la escala. Lo anterior produce un
error en las lecturas que puede evitarse de dos maneras:
•
•
Por variación del nivel de la cubeta: Este sistema está en desuso.
Mediante la construcción de una escala compensada: El volumen
del mercurio que sube por el tubo es igual al que desciende en la
cubeta, por lo que conociendo los diámetros de tubo y cubeta
puede construirse una escala compensada que mida la verdadera
variación de la altura de la columna.
29
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Fig. 14 Barómetro de mercurio
Los barómetros de sifón solo se emplean como patrón y consisten en un
tubo con forma de U, con una rama corta abierta y otra larga cerrada y
lleno parcialmente de mercurio. La presión atmosférica actúa sobre la
rama abierta y es compensada por la columna del mercurio en la rama
cerrada.
Los barómetros de mercurio usados a bordo de los barcos deben tener
dispositivos amortiguadores de los movimientos del buque para evitar
oscilaciones de la masa del mercurio.
Los barómetros aneroides equilibran la presión atmosférica mediante
fuerzas elásticas producidas sobre una cápsula de vacío. Son
instrumentos de lectura directa, de reducidas dimensiones y no
necesitan suspensiones amortiguadoras, por lo que son mucho más
prácticos que los de mercurio para usar a bordo, aunque son menos
precisos que éstos.
El barómetro aneroide más usado en la actualidad es el de cápsulas de
Vidi, que consta de:
•
Un órgano sensible o cápsula de Vidi: Es una caja cilíndrica
metálica de paredes muy delgadas que tiene un vacío parcial
dentro de ella con lo que la presión atmosférica la aplastaría de no
existir dentro de ella un resorte que se opone al aplastamiento.
Las paredes de la cápsula son onduladas para aumentar la
sensibilidad del aparato. El órgano sensible va unido a la caja que
contiene el instrumento. Cuando la presión disminuye la cápsula
se abombará y si aumenta se aplastará.
30
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•
•
Un mecanismo amplificador: Debido a que los abombamientos o
aplastamientos del órgano sensible son pequeñísimos un juego de
palancas debe amplificar dicho movimiento y transmitirlo al
elemento indicador.
Un elemento indicador: Que recibe los movimientos del
mecanismo amplificador y los traslada a una aguja indicadora que
muestra la presión sobre una esfera graduada.
Fig. 15 Cápsula de Vidi
Fig. 16 Barómetro aneroide
31
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1.18 BAROGRAFOS
El instrumento que registra la curva de variación de la presión en un
intervalo de tiempo determinado se denomina barógrafo. Como todo
aparato registrador consta de tres partes principales:
•
•
•
El órgano sensible: Formado por una columna de cápsulas de Vidi
colocadas en serie, de forma que el fondo de cada una de ellas
descansa sobre la tapa de la que tiene debajo, lo que provoca la
multiplicación de las deformaciones de cada una de ellas. El
aplastamiento se evita bien por resortes individuales en cada
cápsula o mediante un peso colocado encima de la columna.
El sistema amplificador: Similar al del barómetro aneroide.
El mecanismo impresor: Similar al del termógrafo.
Fig. 17 Barógrafo
1.19 CORRECCIONES A APLICAR
BARÓMETRO DE MERCURIO
A
LAS
LECTURAS
DEL
El calor aumenta el volumen de los cuerpos y disminuye, por tanto, su
densidad. Por otro lado, la gravedad varía con la latitud y con la altitud
sobre el nivel del mar.
Debido a las razones anteriores, el peso de una columna de mercurio de
una determinada longitud no es constante y por tanto no representará
la misma presión atmosférica, siendo necesario corregir la lectura del
barómetro de mercurio de forma que sea independiente de la
temperatura y de la gravedad.
32
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Se deberá convertir la lectura real del barómetro en aquella que tendría
si estuviera colocado en un lugar a 45º de latitud, al nivel del mar
(corrección por gravedad) y a 0º C de temperatura (corrección por
temperatura), es decir en condiciones normales.
Además, habrá que aplicar correcciones debidas a defectos inevitables
de construcción del instrumento, que producen lo que se denomina
error de índice y las debidas a la capilaridad propia del extremo de
cualquier columna de líquido que produce un menisco en dicho extremo.
Tanto la corrección de índice como la producida por la capilaridad se
engloban en la denominada corrección instrumental y que es constante
en cada aparato.
Por tanto tendremos:
•
•
•
Corrección instrumental: Puede deberse a falta de paralelismo
entre la escala y el tubo, a errores en la graduación o en la
posición del cero, a la introducción de burbujas gaseosas en la
cámara de mercurio. Es una corrección constante para cada
barómetro que se obtiene comparando éste con un barómetro
patrón. La corrección por capilaridad, debido al menisco convexo
que el líquido forma dentro del tubo, ya que el mercurio no moja
el vidrio, siempre será positiva ya que la altura barométrica real
siempre será mayor que la observada debido a este fenómeno. La
corrección instrumental total oscila en las proximidades de los 0,3
mm y es proporcionada por el fabricante.
Corrección por temperatura: Al hacer la lectura barométrica se
toma como densidad normal del mercurio la que tiene a 0º C. Si la
temperatura en el momento de la observación es distinta la
columna de mercurio para una misma presión será más larga o
más corta dependiendo que la temperatura sea mayor o menor de
0º C respectivamente. Si la temperatura fuese mayor, la densidad
sería menor y se necesitaría más mercurio para equilibrar la
misma presión, ocurriendo lo contrario si la temperatura fuese
menor. En la corrección por temperatura hay que tener en cuenta
que la escala metálica graduada también sufre elongaciones y
contracciones debido a los aumentos o disminuciones de la
temperatura.
Corrección por gravedad: La Tierra está achatada por los Polos,
por lo que la distancia al centro de la misma irá decreciendo desde
el Ecuador a los Polos, proporcionalmente a la latitud. Como la
gravedad es inversamente proporcional al cuadrado de la
distancia, será máxima en los Polos y mínima en el Ecuador. Por
tanto habrá una primera corrección por gravedad debida a la
latitud, ya que el peso de la columna barométrica es proporcional
33
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a la gravedad. Además, como la superficie terrestre no es lisa,
habrá que corregir, también, el valor de la gravedad por la altitud.
1.20 CORRECCIONES A APLICAR
BARÓMETRO ANEROIDE
A
LAS
LECTURAS
DEL
Por el propio funcionamiento del órgano sensible en estos barómetros,
es evidente que las lecturas de los mismos no hay que corregirlas por
gravedad.
Sin embargo, siendo metálicos estos órganos sensibles y también el
mecanismo amplificador, sufrirán fenómenos de dilatación y contracción
con las variaciones de temperatura, por lo que habría que aplicarles
alguna corrección por ello.
Por suerte, se usan cada vez más unos modelos de barómetro aneroide
denominados compensados que mediante el empleo de láminas
bimetálicas en las cápsulas o mediante el conocimiento de cómo se
dilatan las mismas, ya vienen corregidos.
Por tanto, la única corrección que se debe tener en cuenta en un
barómetro de este tipo es la corrección específica, que depende de la
construcción de cada equipo y que viene indicada por el fabricante
mediante comparación con un barómetro patrón.
1.21 MAREA BAROMÉTRICA
Cuando se observa la curva de presión que registra en un día un
barógrafo se ve que aquella varía constantemente con el tiempo.
Cuando se producen perturbaciones atmosféricas estas variaciones de
presión son completamente irregulares y, la mayoría de las veces, de
gran amplitud.
Sin embargo, en situaciones estables, no perturbadas, de buen tiempo,
la presión experimenta a lo largo de un día variaciones muy regulares,
de amplitudes pequeñas.
A estas variaciones regulares de la curva diaria de la presión en
ausencia de perturbaciones se denomina marea barométrica
34
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Fig. 18 Marea barométrica
Esta curva presenta dos máximos sobre las 1000 y las 2200 horas
locales y dos mínimos hacia las 0400 y las 1600 horas locales. Como se
puede ver, el intervalo entre un máximo y el siguiente mínimo es de
unas 6 horas. La ausencia de esta oscilación revela la existencia de una
atmósfera perturbada.
La amplitud y la regularidad de la marea barométrica es función
decreciente de la latitud.
En zonas tropicales la oscilación diaria de la marea barométrica es muy
regular por lo que una alteración de esta regularidad nos hará sospechar
de la posible formación de un ciclón tropical.
La causa de la marea barométrica hay que buscarla en el efecto de
resonancia que produce la oscilación térmica diaria en la atmósfera, que
es máxima en los trópicos y mínima en los polos. La presión media varía
también a lo largo del año, pero de forma inversa a lo que ocurre con la
variación diaria, es imperceptible en los trópicos y de gran amplitud en
las latitudes medias y altas, observándose máximos de presión en
invierno y mínimos en verano sobre los continentes, ocurriendo lo
contrario sobre los océanos.
1.22 VARIACION Y TENDENCIA BAROMÉTRICA
Se denomina tendencia barométrica al valor de la variación de la
presión en el intervalo de tiempo que transcurre entre dos
observaciones.
35
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Generalmente se suelen escoger intervalos de 3, 6, 12 ó 24 horas, y los
valores de la tendencia se obtienen calculando la diferencia entre las
presiones al principio y al final del intervalo, siendo el valor positivo
cuando la presión sube y negativo cuando la presión baja.
Es importante para el pronóstico conocer como ha variado la presión
durante esas 3 horas antedichas. Para ello se observa la curva del
barógrafo, determinando si la presión ha subido o bajado firmemente o
si lo ha hecho de forma temblorosa, o bien si subió y después bajó, etc.
La forma de variar la presión de acuerdo con este criterio se denomina
característica de la presión.
De esta forma la variación de la presión comprenderá un factor
cuantitativo, con el que obtenemos cuanto varió la presión (tendencia
positiva o negativa) y otro cualitativo, con el que obtenemos como varió
la presión (característica de la variación).
1.23 GRADIENTE VERTICAL DE LA PRESION
Vamos ahora a ver como varía la presión con la altura. Supongamos una
columna de aire en equilibrio y de altura z, de peso mg y sean p1 y p2
las presiones, que la masa de aire que envuelve la columna, ejerce
sobre sus bases horizontales20, y sea s la superficie de su sección recta.
Como la columna está en equilibrio, la resultante de todas las fuerzas
actuantes sobre ella debe ser nula. Las fuerzas actuantes serán:
•
•
El peso: mg.
La fuerza resultante de las presiones y que siendo opuestas p1 y
p2 valdrá ( p1 − p2 ) • s y se dirigirá hacia arriba ya que p1 > p2
20
Las fuerzas ejercidas sobre la superficie cilíndrica se anulan dos a dos por ser opuestas e
iguales.
36
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Fig. 19 Columna de aire en equilibrio – Fuerzas actuantes
En el equilibrio:
mg = ( p1 − p2 ) • s
La masa de la columna de aire se podrá expresar en función de su
densidad como
ρsz , por lo que:
ρszg = ( p1 − p2 ) • s
O lo que es lo mismo:
ρzg = ( p1 − p2 )
Tomando una columna de aire de altura infinitesimal (∆z), la variación
de la presión también será infinitesimal, por lo que la ecuación anterior
podrá expresarse:
∆p = − ρg∆z
En la que el signo menos indica que la presión diminuye con la altura.
En forma diferencial sería:
37
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dp = −ρgdz
dp
= − ρg
dz
(1)
El primer miembro de la expresión (1) indica la variación infinitesimal de
la presión con la altura, o lo que es lo mismo el gradiente vertical de la
presión. A la ecuación (1) se la conoce como ecuación de la estática
atmosférica21.
Fig. 20 Variación de la presión con la altura
21
La ecuación de la estática permite resolver dos problemas: Por un lado, conocida una presión se
podrá calcular la que corresponde a otra altura (reducción de presiones) y también se podrá
calcular el desnivel existente cuando se conocen dos presiones a distintas alturas. Para ello se
deberá integrar la ecuación de la estática atmosférica, teniendo en cuenta que la densidad del aire
es función de la temperatura.
38
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De esta ecuación se deduce que el gradiente barométrico en altura es
proporcional a la densidad del aire, la cual desciende con la altura y por
tanto también el gradiente. Esto significa que la diferencia de presiones
entre las bases de columnas de igual altura y sucesivamente más altas
es cada vez menor, por lo que la presión no varía linealmente con la
altura.
En cualquier caso, lo que interesa destacar es que la presión decrece en
progresión geométrica cuando la altura crece en progresión aritmética,
por lo que la presión varía exponencialmente con la altura.
1.24 SUPERFICIES ISOBARICAS
El campo de la presión, de la misma forma que el de la temperatura,
puede estudiarse por medio de superficies isobáricas, que son aquellas
superficies del espacio cuyos puntos tienen igual presión en un instante
dado.
Para una atmósfera en equilibrio estático las superficies isobáricas
serían horizontales, es decir concéntricas con la Tierra.
Sin embargo, la atmósfera nunca está en equilibrio y las superficies
isobáricas no son horizontales.
La estructura real de las superficies isobáricas es la de unas superficies
que presentan elevaciones, en las regiones de máximas presiones y
depresiones en las regiones de mínimas, cambiantes con el tiempo, que
no pueden cortarse entre ellas, ya que si así lo hiciesen habría puntos
que tendrían simultáneamente dos presiones, lo que es imposible.
1.25 ISOBARAS
Las superficies isobáricas podrán ser cortadas por planos de nivel
horizontales. A las intersecciones, en un instante dado, de las
superficies isobáricas con la superficie del nivel del mar se les llama
líneas isobaras, o isóbaras.
Estas líneas unirán puntos de la Tierra que tienen igual presión al nivel
del mar en un instante dado. De la misma manera que las superficies
isobáricas, las líneas isóbaras no podrán cortarse nunca.
39
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También se pueden dibujar isóbaras medias mensuales o anuales a
partir de un gran número de observaciones de la presión media a nivel
del mar.
Las isóbaras suelen trazarse en los mapas meteorológicos diarios con un
intervalo de 4 mb., y asignándoles valores múltiplos de 4. Se
considerará que la presión normal son 1012 mb., siendo altas presiones
todas aquellas por encima de este valor y bajas presiones todas
aquellas por debajo del mismo.
1.26 ISALOBARAS
Son líneas que unen puntos de igual tendencia barométrica sobre la
superficie de la Tierra. Las observaciones sobre la tendencia
barométrica, ya sabemos, se hacen cada 3 horas, por lo que las
isalóbaras son líneas de igual variación trihoraria. Suelen dibujarse en
azul las positivas, en las cuales la presión sube en las últimas 3 horas, y
en rojo las negativas, en las que la presión, en las últimas 3 horas, baja.
Los puntos que no ha sufrido variación de la presión se dibujan
mediante isalóbaras de color negro.
Las isalóbaras pueden ser discontinuas, al contrario que las isóbaras.
También se pueden dibujar isalóbaras tomando intervalos de tiempo
superiores a las 3 horas, siendo 12 y 24 horas los intervalos más
corrientes. Al tomar intervalos más amplios, los mapas que se obtienen
se denominan mapas de tendencias.
1.27 GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESION
Con una atmósfera en equilibrio estático, y por lo tanto con isóbaras
horizontales, el gradiente de presión resultaba ser un vector vertical
perpendicular a las superficies isobáricas y de valor ∆p / ∆z .
Sin embargo, en general, las superficies isobáricas no son nunca
horizontales, y, aún considerándolas planas en extensiones reducidas,
formarán un ángulo con la superficie de la Tierra.
En cualquier caso, el gradiente de presión seguirá siendo perpendicular
a dichas superficies.
40
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Fig. 21 Gradiente horizontal y vertical de presión
En la figura anterior se muestran dos superficies isobáricas, inclinadas
un ángulo ∂ respecto a la superficie terrestre, con valores de presión p
la inferior y p - ∆p la superior, siendo, evidentemente ∆p un incremento
de presión negativo (decremento), al disminuir la presión con la altura.
El gradiente perpendicular a dichas superficies será:
∇p = ∆p
∆n
Donde:
∆n
es la distancia existente entre las superficies isobáricas.
Dicho gradiente de presión podrá descomponerse en uno vertical y otro
horizontal, denominados gradiente vertical y gradiente horizontal de
presión respectivamente:
∇p • cos ∂ = ∆p
∇p • sen∂ = ∆p
∆z
∆x
(gradiente vertical)
(gradiente horizontal)
41
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En donde:
X
Z
= la distancia horizontal.
= la altura.
Es evidente que para isobaras así inclinadas el decrecimiento de la
presión en la vertical no será el máximo posible, como sucedía con
isóbaras horizontales en atmósferas estáticas, ya que ahora el gradiente
viene multiplicado por el coseno del ángulo de inclinación. En cualquier
caso, éste es el gradiente que se mide y su valor se calcula
numéricamente por lo que varía la presión por cada 100 mts., de altura.
El gradiente horizontal de presión es una de las magnitudes más
importantes en Meteorología de superficie ya que interviene
decisivamente en la circulación del viento.
No siendo el gradiente horizontal de presión otra cosa que la proyección
del gradiente máximo sobre la superficie terrestre y siendo el gradiente
máximo perpendicular a las superficies isobáricas, el gradiente
horizontal será normal a las líneas isóbaras, contenidas en dichas
superficies.
Por tanto, tomando intervalos finitos, el gradiente horizontal de presión
en un lugar dado, se calcula sobre un mapa isobárico hallando la
diferencia de presión entre dos isóbaras sucesivas22 y dividiéndola entre
la distancia perpendicular que las separa. Dicho gradiente horizontal
suele expresarse en milibares por grado geográfico de latitud. El valor
de la fuerza del viento es proporcional a este gradiente.
Cuanto mayor sea la inclinación de las superficies isobáricas, mayor será
el gradiente horizontal de presión y más juntas estarán las líneas
isóbaras.
22
Generalmente 4 mb.
42
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Fig. 22 Cálculo del gradiente horizontal de presión
En la figura anterior podemos realizar un cálculo de gradiente horizontal
de presión para el punto P. Se puede ver que la distancia entre isóbaras
de 1028 mb y 1024 mb es de 300 millas náuticas, o lo que es lo mismo
300/60 = 5º de latitud. Por tanto el valor del gradiente será:
∇p =
∆p 1028 − 1024 4
= = 0,8 mb / grado
=
300
5
∆x
60
1.28 FORMAS ISOBARICAS PRINCIPALES
Las isóbaras pueden ser rectilíneas o curvilíneas y, en este último caso,
abiertas o cerradas y con un máximo o un mínimo de presión en el
centro.
43
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La configuración isobárica en un mapa de superficie responde a unas
cuantas formas principales, las cuales están asociadas a determinados
tipos de tiempo.
La configuración isobárica puede reducirse a dos formas principales
cerradas, que se denominan áreas de altas presiones y áreas de bajas
presiones y diversos tipos abiertos.
•
•
Áreas de altas presiones: Formadas por isóbaras elípticas con
valores crecientes de la presión desde la periferia al centro. Se
pueden distinguir:
o Anticiclones fijos: De gran extensión. Los vientos circulan en
ellos en sentido horario en el hemisferio norte y en sentido
antihorario en el hemisferio sur. Dentro de ellos el tiempo es
estable y bueno, con algunas nieblas formándose en sus
bordes. Se designan con una A en los mapas españoles y
franceses, con una H (high), en los ingleses y alemanes.
o Anticiclones móviles: De menor extensión que los
anteriores, suelen encontrarse separando dos familias de
depresiones móviles. Se designan con las mismas letras que
los fijos.
o Áreas de altas presiones propiamente dichas: Son regiones
de forma irregular con altas presiones en su interior y sin
centros definidos.
Áreas de bajas presiones: Caso inverso del anterior, en general,
las áreas de bajas presiones están formadas por isóbaras casi
circulares o elípticas, en las cuales los valores de presión
descienden desde la periferia hacia el centro. Dentro de ellas,
distinguiremos:
o Depresiones: También conocidas como borrascas, tienen
una extensión mucho menor que los anticiclones fijos y, en
general, son móviles, trasladándose de Oeste a Este. Los
vientos giran a su alrededor en sentido antihorario en el
hemisferio norte y en sentido horario en el hemisferio sur. A
esta circulación se la conoce como circulación ciclónica. Son
las borrascas típicas de las latitudes medias. La nubosidad y
las precipitaciones dentro de ellas son, generalmente,
abundantes. En los mapas meteorológicos españoles se las
designa con la letra B, en los mapas de los países
anglosajones se las designa con la letra L (low), en los
mapas meteorológicos franceses con la letra D (depresión) y
en los alemanes con una T (tief).
o Ciclones tropicales: Tienen una estructura isobárica igual
que las borrascas, aunque con características más
simétricas y son mucho menos extensas. En ellas los vientos
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son mucho mas fuertes y violentos y aparecen siempre en
las regiones intertropicales. No se designan con letra sino
con el símbolo .
o Depresiones
secundarias:
Son
pequeñas
borrascas
asociadas a una depresión principal, de tal forma que
quedan embolsadas en el cuerpo de éstas. Tienen isóbaras
comunes con la depresión principal a la que están asociadas.
Se señalan con las mismas letras que las depresiones.
o Áreas de bajas presiones propiamente dichas: Concepto
inverso al de las áreas de altas presiones, de manera que
son regiones de bajas presiones en las que las isóbaras no
son circulares, ni definen un centro único, sino varios.
1.29 FORMAS ISOBARICAS SECUNDARIAS
Son configuraciones báricas que no presuponen isóbaras cerradas,
aunque responden a los tipos de tiempo meteorológico definido para sus
correspondientes formas isobáricas principales, dependiendo por tanto
que en ellas se produzca circulación de vientos ciclónica o anticiclónica.
Para la circulación ciclónica tendremos:
•
•
Vaguadas: Denominadas también surcos o depresiones en V. Son
isóbaras abiertas, con forma de V, sensiblemente paralelas y que
se alinean según un eje de simetría en general no rectilíneo. El
aspecto es el de una serie de V, encajonadas unas dentro de
otras, con presiones decrecientes del exterior al interior. Suelen
formar apéndices de las borrascas y se designan en los mapas
meteorológicos con las mismas letras que las depresiones pero en
minúsculas.
Desfiladero de bajas presiones: Es una garganta que une dos
depresiones sucesivas.
Para la circulación anticiclónica, tendremos:
•
•
Cuña anticiclónica o dorsal: Es la configuración inversa a la de la
vaguada. Las isóbaras, en el hemisferio norte, son como una U
invertida. Las isóbaras tienen el aspecto de una U invertida,
encajonándose unas dentro de otras, con valores de presión
aumentando del exterior al interior. Se diferencian de las
vaguadas en que no presentan vértices agudos. Suelen ser
apéndices de los anticiclones. Se designan en los mapas con las
mismas letras que los anticiclones pero en minúsculas.
Puente anticiclónico: Configuración inversa a la del desfiladero de
bajas presiones. Es una banda de altas presiones que une dos
anticiclones sucesivos
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Hay formas secundarias que no son ni ciclónicas ni anticiclónicas.
Estudiaremos las siguientes:
•
•
Pantanos barométricos: Son zonas de presiones más o menos
homogéneas y uniformes, con algún núcleo depresionario poco
profundo. En sentido estricto no es una forma isobárica ya que al
ser la presión uniforme en su extensión da lugar a que no haya
isóbaras dentro de estas áreas. El tiempo reinante en los pantanos
barométricos es de tipo local, produciéndose en verano y dentro
de estas áreas tormentas frecuentes.
Collados, sillas de montar o puntos neutros: Son áreas alrededor
de las cuales se encuentran dos anticiclones y dos depresiones
dispuestas en cruz. Las isóbaras dentro de los collados suelen
tener una forma hiperbólica, con dos ejes de simetría, uno
uniendo los anticiclones y otro uniendo las depresiones. En este
último eje la presión desciende desde el centro hacia los extremos
y se denomina eje ciclónico. Desde el punto de vista dinámico, se
verá más adelante, que los collados constituyen lo que se
denominan campos de deformación.
Fig. 23 Algunas formas isobáricas
46
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1.30 RELIEVE DEL CAMPO ISOBARICO – ISOHIPSAS
Cuando se introduce el concepto de espacio, es decir una tercera
dimensión, en el campo de las presiones, resulta que las formas
isobáricas en superficie, no son más que la proyección sobre el plano del
horizonte de los abombamientos de las superficies isobáricas
consideradas en el espacio atmosférico.
Si se realiza el corte vertical de un anticiclón, como la presión es mayor
en el centro que en los bordes, será necesario elevarse más en aquél
que en éstos para encontrar una determinada superficie isobárica. Por
ello, los anticiclones tienen apariencia de montañas y las intersecciones
de las superficies isobáricas con el plano horizontal determinan la forma
que se denomina anticiclón en un mapa de superficie.
Por el contrario, en las borrascas, la presión aumenta del centro a la
periferia, por lo que las superficies isobáricas tendrán forma de embudo
en el espacio.
Fig.24 Corte vertical de un anticiclón23
23
Se debe hacer notar que en todas las figuras que representan perfiles de formas isobáricas, la
escala vertical está muy ampliada y deformada por motivos didácticos, ya que realmente la
inclinación de las superficies isobáricas es pequeñísima.
47
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Fig.25 Corte vertical de una depresión
De esta forma, el relieve de las superficies isobáricas es similar al
relieve topográfico del terreno, equivaliendo los anticiclones a montañas
y las depresiones a valles; las zonas de altas presiones serían como las
mesetas; los pantanos barométricos como llanuras, etc.
Fig.26 Topografía de una superficie isobárica
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La diferencia que se presenta es que, al contrario que en la topografía
del terreno donde solo nos encontramos con una superficie, a saber, la
superficie terrestre, en la atmósfera nos encontraremos con un conjunto
de superficies isobáricas. Por eso, en Meteorología sinóptica se hablará
de mapas de altura o topografías isobáricas, determinadas a diferentes
alturas. Así, se suelen analizar una serie de mapas de altura, que
corresponden a diversas superficies isobáricas, que son las de 1.000,
850, 700, 500, 300, 200 y 100 mb.
Ya se dijo que cada superficie isobárica presentará depresiones y
abombamientos que se corresponden con las depresiones y los
anticiclones en superficie. En la figura que sigue se observa el relieve de
una superficie isobárica, la de 700 mb. Cuando cortamos dicha
superficie con una serie de planos horizontales, separados por ejemplo
60 mts., de altura24, las curvas de intersección, proyectadas sobre el
plano horizontal, serían como las curvas de nivel que determinan el
relieve topográfico del terreno en un mapa geográfico, siendo esta la
razón por lo que a los mapas obtenidos se les denomina topografías de
altura.
El gráfico obtenido no sería otra cosa que la representación de una sola
superficie isobárica, mediante curvas de nivel25.
Fig.27 Perfil y planta de una superficie isobárica
24
Intervalo que suele usarse en todas las oficinas meteorológicas.
A la inversa de los mapas de superficie, que resultan de cortar un conjunto de superficies
isobáricas por un solo plano horizontal, el del suelo.
25
49
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A las curvas de nivel así obtenidas se les llama isohipsas y tienen,
evidentemente, la misma presión en todos sus puntos, es decir, son
líneas isobaras, pero todas con un mismo valor de presión. Por ello, se
puede decir que las isohipsas son la proyección de un conjunto de
puntos en el espacio en los que una determinada presión se encuentra a
una altura determinada.
De la figura, se puede deducir que una depresión vendría representada
por una topografía de isohipsas concéntricas con valores decrecientes
desde la periferia al centro, sucediendo lo contrario en un anticiclón.
1.31 INFLUENCIA
ISOBARICO
DE
LA
TEMPERATURA
EN
EL
RELIEVE
El campo de la temperatura influye de forma muy importante en la
forma del relieve isobárico, reflejándose en la circulación ciclónica o
anticiclónica en los niveles altos e influyendo decisivamente en el tiempo
en superficie.
Sin entrar en consideraciones termodinámicas, que quedarían fuera del
ámbito de este curso, resulta intuitivo pensar que a mayor temperatura,
una columna de aire es menos densa y por tanto necesita un mayor
espesor para alcanzar una determinada diferencia de presiones entre
sus extremos, ocurriendo lo contrario para una columna de aire más frío
y por tanto más denso.
Por tanto, será posible conocer el espesor entre dos superficies
isobáricas en función de la temperatura media que exista entre las dos.
Veremos, en función de lo anterior, como influirá la temperatura en el
relieve isobárico en altura, en las formas principales de superficie, es
decir, en los anticiclones y en las depresiones.
•
•
26
Anticiclón cálido: La temperatura dentro de él es mayor en el
centro que en la periferia, en todos los niveles. Por tanto, la
separación entre cualesquiera superficies isobáricas, p1, p2,……,
etc., es mayor en el centro que en la periferia del anticiclón.
Debido a esto, las superficies isobáricas se abomban cada vez
más, con lo que la circulación anticiclónica se refuerza con la
altura, persistiendo el anticiclón hasta niveles muy altos26.
Anticiclón frío: Es el caso inverso al anterior. En él, la temperatura
en el centro del anticiclón es menor que en la periferia. Por tanto,
la separación entre cualesquiera superficies isobáricas, p1, p2,……,
etc., es menor en el centro que en la periferia del anticiclón.
Un ejemplo de anticiclón cálido es el de las Azores.
50
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•
•
•
Debido a ello, las superficies isobáricas se abomban cada vez
menos con la altura, decreciendo la circulación anticiclónica con la
altitud, e incluso pudiendo convertirse dichas superficies
isobáricas en embudos, como correspondería a una depresión. Es
decir, el anticiclón será más débil cuanto más alto y en ocasiones
podrá existir una depresión en altura sobre la vertical del
anticiclón de superficie. Los anticiclones fríos tendrán, entonces,
poca extensión vertical27.
Depresión fría: Son depresiones con una temperatura menor en el
centro que en la periferia, respondiendo, por tanto, al mismo
esquema que los anticiclones cálidos. En este tipo de depresiones
la circulación ciclónica se refuerza con la altura, por razones
análogas, e inversas, a las explicadas en el caso de los
anticiclones cálidos. Así, las superficies isobáricas están cada vez
más hundidas, lo que da lugar a que la depresión alcance niveles
muy altos28.
Depresión cálida: Simétrica, por decirlo de alguna manera, a los
anticiclones fríos. Tienen su centro a mayor temperatura que su
periferia, con lo que el hundimiento de las superficies isobáricas
sucesivas, p1, p2,……, etc., es cada vez menor, pudiendo incluso
invertirse y convertirse en abombamiento, lo que daría lugar a un
anticiclón de altura en la vertical de la baja de superficie. Son
depresiones que alcanzan poca altura29.
Fig.28 Cortes verticales de anticiclón cálido y frío
27
Un ejemplo de anticiclón frío es el de Siberia.
Las bajas que se producen en la zona templada suelen ser de este tipo.
29
Las bajas térmicas que se producen en verano por caldeamiento de la superficie, suelen ser de
este tipo.
28
51
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Fig.29 Cortes verticales de depresión fría y cálida
1.32 RELIEVE DEL CAMPO ISALOBARICO – EFECTO SOBRE EL
ISOBARICO
Se habían definido las superficies isalóbaras como aquellas superficies
en la que todos sus puntos registran idéntica variación de la presión en
un intervalo de tiempo dado.
La intersección de dichas superficies con el nivel del suelo determinarían
las líneas isalóbaras.
El efecto del relieve del campo isalobárico sobre el campo isobárico es
siempre de carácter cinemático, con lo que se traduce en un
movimiento de este último.
Si se considera por ejemplo una depresión, en la misma existirán
siempre dos núcleos isalobáricos cerrados, uno negativo, situado en su
zona derecha y otro positivo, en su zona izquierda. Quiere esto decir
que, en la parte derecha de la depresión, la presión baja y en la parte
izquierda de aquella, la presión sube.
52
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Fig.30 Campo isalobárico superpuesto al isobárico
Resumiendo, la presión sube en la zona izquierda de una depresión y
baja en la derecha, es decir, la depresión se profundiza hacia el Este y
se rellena hacia el Oeste, lo que se traduce en un desplazamiento de la
depresión hacia el mínimo isalobárico.
Trasladando el conocimiento anterior a la totalidad del relieve isobárico
en un instante dado t, y superponiendo sobre él un campo isalobárico
extendido a un intervalo de tiempo ∆t, se podrá deducir el movimiento
de las superficies isobáricas y por tanto de las líneas isóbaras, de forma
que las depresiones se dirigirán hacia los mínimos isalobáricos y por el
contrario las altas presiones se dirigirán hacia los máximos. Todo ello
permite realizar pronósticos para el intervalo de tiempo dado.
1.33 TOPOGRAFIA DE 500 MILIBARES – IMPORTANCIA
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De todas las topografías analizadas en los Centros Meteorológicos30, la
de 500 mb., presenta un mayor interés por dos motivos fundamentales:
•
•
El nivel de los 500 mb., supone una bisección de la atmósfera, ya
que la masa de aire situada sobre dicho nivel pesa, más o menos,
lo mismo que la masa de aire situado debajo. Debido a esto, la
topografía de 500 mb., representa prácticamente las condiciones
medias de la atmósfera. La circulación del viento en ese nivel está
íntimamente relacionado con las isohipsas y es el factor primordial
de la evolución de las depresiones en superficie. En dicha
evolución juega un papel también fundamental la corriente en
chorro, la cual empieza a manifestarse precisamente en los 500
mb. Así, la traslación de las bajas en superficie sigue el flujo de
viento reinante en el nivel de 500 mb.
El estudio del nivel de los 500 mb., es fundamental para la
denominada predicción numérica, con el desarrollo de modelos
matemáticos que permiten deducir las condiciones futuras de la
atmósfera.
1.34 DISTRIBUCION DE PRESIONES EN LA SUPERFICIE DE LA
TIERRA
La distribución media de presiones sobre la Tierra depende de que
estemos en verano o en invierno.
En invierno predominan los anticiclones sobre los continentes,
reduciéndose en extensión sobre los océanos, sucediendo lo contrario
con las depresiones, las cuales se expanden sobre los océanos y casi
desaparecen sobre las áreas continentales.
Durante el verano se invierten los esquemas, de tal forma que sobre los
continentes aparecen bajas presiones y sobre los océanos se refuerzan
los anticiclones contrayéndose las depresiones.
Para ambos hemisferios, la situación en invierno, correspondiente a
enero boreal y julio austral, se corresponde, del Ecuador al Polo, con:
•
•
•
•
Un cinturón de bajas presiones ecuatoriales.
Una franja anticiclónica subtropical, que presenta anticiclones
continentales muy fuertes en el hemisferio norte, y algo más
débiles en el hemisferio sur.
Una franja depresionaria que presenta dos mínimos definidos en el
hemisferio norte que no se dan en el hemisferio sur.
Máximos de presión relativos sobre los polos.
30
Topografías de 1.000, 850, 700, 500, 300, 200 y 100 mb., correspondientes respectivamente a
alturas medias de 100, 1.500, 3.000, 5.500, 9.000, 12.000 y 16.000 mts.
54
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Para el verano, correspondiente a julio boreal y enero austral, y para
ambos hemisferios, la situación sería por el contrario:
•
•
•
Un cinturón de bajas presiones ecuatoriales.
Para las latitudes subtropicales se rompen las franjas
anticiclónicas del invierno, encontrándonos con potentes
anticiclones marítimos, muy extensos, y separados entre si por
depresiones cálidas continentales.
Se reducen mucho las depresiones marítimas en altas latitudes y
suben más al norte en el hemisferio norte, sin advertirse
depresiones cerradas en el hemisferio sur.
Todo lo anterior queda explicado mediante la ubicación de las masas de
aire frío y cálido, formándose áreas de altas presiones en las primeras y
de bajas presiones en las segundas, debido, respectivamente a la mayor
o menor densidad del aire que constituye dichas masas.
Es conocido que durante el invierno la superficie de la Tierra se enfría
como consecuencia de las bajas temperaturas. Debido a esto, se
enfriará la masa de aire en contacto con dicha superficie, aumentando
su densidad y su presión. Por el contrario, en el verano sucederá lo
contrario, produciéndose un calentamiento de la superficie terrestre y
como consecuencia la masa de aire en contacto con el suelo se
calentará, disminuirá su densidad y su presión.
Por ello, durante el invierno se crearán un áreas de altas presiones
sobre Siberia, Canadá, África y la India, que corresponden a las zonas
frías en esa estación, formándose altas presiones, también, al sur de los
grandes océanos.
Durante el invierno, las altas presiones que se encuentran en la zona
norte del continente americano, se extienden sobre el paralelo 30º N,
atraviesan el Atlántico y llegan hasta Europa y Norte de África,
reforzándose el anticiclón de las Azores. En Islandia y las Aleutianas, las
temperaturas son más suaves, por el efecto marítimo, formándose
centros de bajas presiones permanentes sobre ellas.
Debido a esta circulación anticiclónica, en sentido horario en el
hemisferio norte y antihorario en el hemisferio sur, se generarán los
vientos alisios debido a los anticiclones oceánicos, con vientos del NE en
el hemisferio norte y SE en el hemisferio Sur, tanto en el Atlántico como
en el Pacífico.
Sobre el continente asiático se formará el monzón de invierno, que
sopla de la India hacia el mar, con dirección NE.
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En el invierno boreal será verano en el hemisferio sur, creándose
grandes regiones sobrecalentadas en Australia, Sudáfrica, Brasil e
incluso la Antártida, con lo que se crearán áreas de bajas presiones
sobre esos lugares, originándose circulación ciclónica, con sentido
horario por ser el hemisferio sur.
Fig.31 Presiones medias en Enero
En julio, debido a la declinación norte del Sol, la distribución de
presiones cambia debido al aumento de la temperatura de las masas de
aire sobre los continentes en el hemisferio norte. De esta forma, en la
India se generará un área de bajas presiones debido al calentamiento
de la superficie, con lo que el anticiclón del Índico provocará un flujo de
aire muy húmedo hacia el continente, generándose el monzón de
verano, con vientos del SW, cargados de humedad que provocan con
frecuencia graves inundaciones.
En la mar, y debido a que por su gran calor específico no está sometida
a cambios tan bruscos de temperatura, habrá áreas de altas presiones
permanentes.
56
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Fig.32 Presiones medias en Julio
1.35 LA HUMEDAD
ATMOSFERA
DEL
AIRE
–
VAPOR
DE
AGUA
EN
LA
Podemos encontrar agua en la atmósfera en cualquiera de sus tres
estados, sólido, líquido o gaseoso.
Por ejemplo, las nubes altas que están constituidas por cristalitos de
hielo, presentan agua en estado sólido. Por el contrario, las nubes bajas
y medias, están formadas por una suspensión coloidal de gotitas de
agua en estado líquido. El vapor de agua se encontrará en cantidades
variables en cualquier porción de aire atmosférico de las capas bajas.
Se denomina Higrometría a la parte de la Meteorología que estudia la
humedad o el contenido de vapor de agua en la atmósfera.
Se dijo ya que el vapor de agua era un componente más de la mezcla
de gases que formaban el aire atmosférico, siendo la proporción de su
participación en dicha mezcla muy variable y repartiéndose en las capas
bajas de la atmósfera.
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Es importante saber que un volumen de terminado de aire no puede
absorber vapor de agua de forma ilimitada, sino que cuando éste llegue
a un determinado valor, el volumen dado de aire se saturará de vapor
de agua y cualquier adicción de dicho gas dará lugar a la condensación
del sobrante en forma de agua líquida, precipitándose.
La cantidad máxima de vapor de agua que es capaz de contener un
determinado volumen de aire es función creciente de la temperatura,
con lo que cuanto más caliente esté el aire tanto más vapor de agua
podrá contener, sin llegar a saturarse.
El vapor de agua atmosférico se origina en las superficies líquidas que
tiene la Tierra, tales como océanos y mares, lagos, ríos, aguas
subterráneas y humedad del manto terrestre31, etc. El agua pasará
desde estas superficies al aire atmosférico mediante el proceso conocido
como evaporación, que no es otra cosa que la transformación de agua
en vapor. El fenómeno inverso a la evaporación, es decir la conversión
de vapor en agua líquida, se denomina condensación.
Hay diversos factores que activan o retardan el proceso de evaporación.
Entre los factores que ayudan al proceso de evaporación se pueden citar
la temperatura ambiente y el viento. Así, a mayor temperatura mayor
evaporación ya que aumenta la cantidad de vapor que puede contener
la masa de aire y cuanto más viento, también mayor rapidez de
evaporación ya que se produce renovación de la masa de aire en
contacto con la superficie que evapora. Entre los factores que retardan
el proceso se pueden citar el contenido previo de vapor de la masa de
aire, ya que cuanto mayor sea éste menor cantidad de humedad podrá
seguir absorbiendo aquella.
El proceso de evaporación es, evidentemente, reversible ya que si no
llegaría el momento de la saturación y quedaría detenido. Sin embargo,
cuando un volumen de aire llega a la saturación, al continuar el proceso
de evaporación, el aire se sobresaturará y se producirá el fenómeno de
condensación del sobrante, generándose nubes y nieblas, compuestas
de infinidad de gotitas de agua. Una parte de esa masa de aire
condensada precipitará, produciéndose lluvias y chubascos, devolviendo
el agua a la Tierra.
Se forma así un ciclo cerrado para el agua que contiene la atmósfera.
31
Evapotranspiración.
58
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Fig.33 Ciclo del agua
1.36 TENSION DE VAPOR
La cantidad de vapor de agua en la atmósfera puede caracterizarse de
dos formas distintas:
•
•
Expresando directamente el contenido de vapor de agua en un
volumen determinado de aire.
Expresando el mayor o menor grado de proximidad de una masa
de aire al estado de saturación.
Los conceptos anteriores se materializan matemáticamente mediante
distintos índices de humedad.
El primero de ellos se denomina tensión de vapor. Para explicar este
índice primero se deberá saber que debido a que el aire es una mezcla
de gases, cada uno de ellos ejercerá una presión parcial, resultando
entonces que la presión atmosférica total será igual a la suma de las
presiones parciales correspondientes a cada uno de los gases que
componen la atmósfera. Como el vapor de agua es uno de los gases
componentes de la masa de aire, contribuirá, por tanto, con una presión
parcial. A esta presión parcial producida por el vapor de agua se le
denomina tensión de vapor, se representa por la letra (e) y como toda
presión se medirá en mmHg o en milibares.
59
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Resumiendo, la tensión de vapor será la presión parcial que ejerce el
vapor de agua contenido en el aire en un instante dado.
Es evidente que cuando el aire está saturado dicha tensión de vapor es
máxima, siendo constante para cada temperatura dada y
denominándose tensión máxima de vapor o tensión saturante. A la
tensión saturante se la designa con la letra (E).
Se sabe que cuanto mayor es la temperatura tanto más vapor se
necesitará para saturar un volumen determinado de aire, con lo que la
tensión saturante será función creciente de la temperatura.
La curva que expresa las variaciones de la tensión saturante con
respecto a la temperatura tiene forma exponencial, no habiendo pues
proporcionalidad entre las tensiones saturantes a altas y bajas
temperaturas.
Fig.34 Tensión máxima de vapor
60
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De la figura anterior se puede deducir que, por ejemplo, la tensión de
vapor necesaria para saturar una masa de aire cuando pasa de 30ºC a
50ºC, ordenada ZW, no es la misma que se necesita para saturar una
masa de aire cuando pasa de 0ºC a 20ºC, ordenada XR.
La figura también representa tensiones de vapor que no son saturantes,
indicando la curva de saturación, aquellas condiciones de tensión de
vapor y temperatura que producen ese estado saturante.
Por ejemplo, el punto Y del diagrama representa las condiciones
higrométricas de una masa de aire no saturada, a una temperatura de
30ºC y con una tensión de vapor de 15 mb. Del gráfico se deduce que
en esas condiciones de temperatura se requeriría una tensión de vapor
de 22 mb., para saturar la masa de aire (punto p´´ de la curva). A la
diferencia entre la tensión del vapor no saturado y la tensión saturante
se denomina déficit de saturación32, y expresa la tensión de vapor que
falta para que el aire esté saturado a una temperatura dada.
Sin embargo, de la gráfica se deduce que podemos saturar la masa de
aire de dos maneras, una, ya vista, es aumentando la tensión de vapor,
manteniendo la temperatura y otra, disminuyendo la temperatura a la
misma tensión de vapor. Por ejemplo, si a la masa de aire con
condiciones higrométricas representadas por el punto Y, le disminuimos
la temperatura en 10ºC, pasando de 30ºC a 20ºC, manteniendo la
tensión de vapor en 15 mb., conseguimos, también, saturarla (punto
p´de la curva).
Resumiendo, podremos conseguir la saturación de una masa de aire,
bien aumentando su tensión de vapor para una temperatura dada, con
lo que conseguiremos la condensación por evaporación, o bien
disminuyendo su temperatura para una tensión de vapor dada,
consiguiendo su condensación por enfriamiento.
1.37 CALOR DE VAPORIZACION
En el balance energético atmosférico tienen gran importancia los
procesos de vaporización y condensación.
Para pasar el agua a vapor se necesita aplicar energía, ya que las
moléculas en fase gaseosa tienen una energía cinética mucho mayor
32
En este caso 22 mb – 15mb = 7 mb.
61
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que en fase líquida33. Esta energía para pasar de la fase líquida a la
gaseosa se obtiene de la propia atmósfera en forma de calor.
De forma inversa, la condensación, es decir el paso de vapor a líquido,
provoca una liberación de energía calorífica.
Todas estas energías desempeñan
termodinámica atmosférica.
un
papel
fundamental
en
la
Se denomina calor latente de vaporización a la cantidad de calorías que
se necesitan para pasar del estado líquido al gaseoso un gramo de
agua34.
Cuando el vapor se condensa, pasando a estado líquido, liberará una
cantidad de calor equivalente, con lo que la condensación supone una
fuente de calentamiento atmosférico.
Se denomina calor de condensación a la cantidad de calor que se libera
cuando un gramo de vapor de agua pasa a estado líquido.
Resumiendo, la existencia de vapor de agua en la atmósfera supone una
reserva de energía latente, como consecuencia del calor necesario para
la formación de ese vapor y la condensación de aquél supone la entrega
de esa energía térmica a la atmósfera.
1.38 HUMEDAD ABSOLUTA
La humedad absoluta (a) es la cantidad de vapor de agua, expresada en
gramos, por cada metro cúbico de aire.
Denominando ρ a la densidad del vapor, la cual estará expresada en
gr/cm3, podremos decir que la humedad absoluta será:
a = 10 6 ρ
(1)
Ahora bien, ρ dependerá de la temperatura absoluta (T) y de la tensión
de vapor (e) de acuerdo con la ecuación de los gases perfectos:
33
En la fase gaseosa no existen fuerzas moleculares de cohesión que son fuertes en el estado
líquido. Para pasar del estado líquido al gaseoso se deben romper dichas fuerzas de cohesión
aplicando energía.
34
Supone aproximadamente 590 cal./gr. Pensar en que por ejemplo para llevar agua líquida de
0ºC a 100ºC se requieren 100 cal./gr.
62
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e
ρ
= RT
(2)
Siendo R la constante del vapor.
Despejando ρ de la expresión (2) y sustituyéndolo en la (1) quedará:
e 10 6 e
e
a = 10
=
=K
RT
R T
T
6
(3)
Cuando se dan valores numéricos, la constante K vale 289, cuando (e)
está expresado en mmHg o 217 cuando está expresado en mb.
De la expresión (3) se deduce que la humedad absoluta es función de la
tensión de vapor y de la temperatura.
La humedad absoluta que corresponde a la tensión máxima de vapor
(E), se designa con la letra A.
1.39 HUMEDAD RELATIVA
La humedad absoluta indica solamente la cantidad de vapor que hay en
la atmósfera pero no da una idea de la mayor o menor proximidad de
una masa de aire al estado de saturación, que es lo que de verdad
interesa en Meteorología.
Para conocer el grado de saturación de una masa de aire se usa un
índice denominado humedad relativa (H), y representa la sensación de
humedad o sequedad que percibimos realmente.
La humedad relativa es el cociente entre la tensión de vapor efectiva (e)
y la tensión saturante (E), de una masa de aire, a una temperatura
dada. Es evidente que dicha fracción podrá alcanzar como máximo un
valor igual a 1, que correspondería a un estado de saturación.
De forma ortodoxa, al cociente e/E se le denomina fracción de
saturación, reservando el concepto de humedad relativa, a la expresión
anterior en porcentaje, es decir, multiplicada por 100.
Por tanto:
H = 100
63
e
E
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Como se había deducido que la humedad absoluta es proporcional a la
tensión de vapor (e), de acuerdo con la expresión:
a = 217
e
T
A = 217
o
E
T
Resultará que:
H = 100
a
A
1.40 TEMPERATURA DEL PUNTO DE ROCIO
La temperatura del punto de rocío es, quizás, el índice de humedad que
más se utiliza, siendo tan significativo como la humedad relativa para
conocer el grado de saturación de una masa de aire. Es el único índice
higrométrico difundido en los partes cifrados de información
meteorológica a nivel internacional.
Se dijo que una de las formas de saturar un volumen determinado de
masa de aire era enfriarlo sin modificar su contenido en vapor, hasta
una temperatura en la que la tensión de vapor inicial se hiciese
saturante.
Es decir, de la misma forma que a cada temperatura corresponderá una
determinada tensión de vapor máxima o saturante, a cada tensión de
vapor corresponderá una temperatura a la que la aquella resultará
saturante. A esa temperatura se le denomina temperatura del punto de
rocío.
Es evidente que si una masa de aire húmedo alcanza una temperatura
igual a la de su punto de rocío, la masa estará saturada, siendo su
humedad relativa del 100%. Por el contrario, a mayor diferencia entre la
temperatura del punto de rocío y la de una masa de aire, tanto más
seca estará ésta, y menor será su humedad relativa.
El punto de rocío será por tanto una función exclusiva de la tensión de
vapor.
64
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Cuando la masa de aire se enfría por debajo del
podrá contener todo el vapor existente dentro de
excedente se condensará, depositándose en forma
temperatura del punto de rocío es aquella por
comienza la condensación.
punto de rocío, no
ella, con lo que el
líquida. Es decir, la
debajo de la cual
1.41 FORMULAS PSICROMETRICAS
Se usan para determinar la tensión de vapor en un instante
determinado (e) y poder obtener, así, la humedad relativa o la
temperatura del punto de rocío.
Para determinar (e) se necesita conocer la temperatura ambiente (t), o
temperatura del termómetro seco, pero también se necesita la
temperatura del denominado termómetro húmedo.
Se deberán tener, por tanto, un juego de dos termómetros, uno normal
o seco, destinado a medir la temperatura real (t), y otro que tendrá su
depósito envuelto en una muselina húmeda y destinado a medir la
temperatura (t´), o temperatura húmeda. Un instrumento así diseñado
se llama psicrómetro.
El agua que empapa la muselina del termómetro húmedo se evaporará
continuamente y tanto más despacio cuanto más húmedo este la masa
de aire que le rodea, anulándose la evaporación cuando el aire está
saturado.
La evaporación demanda calor para el cambio de estado. Este calor es
proporcionado a la muselina por el aire que la rodea, que por tanto se
enfría en las proximidades de aquella, haciendo descender la
temperatura del termómetro húmedo que marcará un valor inferior al
seco que está midiendo la temperatura ambiente.
De esta forma en condiciones de no saturación la temperatura del
termómetro húmedo será menor que la del seco, igualándose ambas
cuando el aire llega a la saturación, en cuyo momento el calor cedido
por evaporación se iguala al adquirido por condensación.
Las fórmulas que permiten calcular la tensión de vapor, o lo que es
igual, la humedad relativa o la temperatura del punto de rocío, en
función de las diferencias entre la temperatura del termómetro seco y
húmedo (t – t´) se denominan fórmulas psicrométricas. Dichas fórmulas
establecen una proporcionalidad entre la diferencia de temperaturas (t –
t´) y la diferencia de tensiones de vapor (E – e), en donde E
corresponde a la máxima tensión de vapor correspondiente a la
65
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temperatura t´ y e corresponde a la tensión efectiva que tenemos que
medir.
La fórmula será:
c p (t − t´) = ( E − e)
ρL
p
Donde:
cp
= calor específico del aire
ρ
L
p
= densidad
= calor de evaporación del agua
= presión
La presión atmosférica podemos considerarla constante a los efectos de
este cálculo, e igual a 755 mmHg. Sustituyendo valores, se calcula el
denominado coeficiente psicrométrico, que denominaremos K:
K=
ρL
p
Despejando e, resultará:
e = E − K (t − t´)
Que es la expresión que se tabula en distintas tablas que se denominan
tablas psicrométricas y que sirven para determinar la tensión de vapor,
la humedad relativa y el punto de rocío.
1.42 VARIACIONES DIURNA Y ANUA DE LA HUMEDAD
La variación diaria de la curva de humedad relativa es bastante más
irregular que la de la humedad absoluta35.
Sin embargo, la humedad relativa que viene dada por la fórmula
H = 100
e
E
variará, en el transcurso del día, con el denominador (E),
35
Evidentemente, siendo la humedad absoluta una medida del contenido de vapor en la atmósfera,
variará poco dentro de la misma más de aire. En cualquier caso la curva de variación tendrá un
máximo y un mínimo poco acusados que coincidirán con los de variación diurna de la temperatura,
debido a que al máximo de temperatura corresponderá el máximo de evaporación, sucediendo lo
contrario con el mínimo.
66
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ya que el numerador (e), que es proporcional a la humedad absoluta, es
prácticamente constante a no ser que se produzcan cambios
importantes de la masa aérea.
Fig.35 Curva diaria de humedad relativa
De esta forma, la humedad relativa será máxima cuando el valor de la
tensión de vapor saturante (E) sea mínima y será máxima cuando éste
sea mínimo. Teniendo en cuenta que la tensión saturante es función
creciente de la temperatura, la curva diaria de humedad relativa será,
aproximadamente, inversa a la curva diaria de temperatura. Habrá por
tanto un máximo de humedad relativa a primeras horas de la mañana y
un mínimo cuando el Sol culmina.
La curva anual de humedad absoluta presenta un máximo en verano y
un mínimo en invierno por razones análogas a las explicadas. La curva
anual de humedad relativa es bastante más irregular, influyendo en ello
la situación continental o marítima del lugar, siendo la amplitud de las
variaciones mucho mayores en las zonas continentales que en las
marítimas, aunque también con un máximo en verano y un mínimo en
invierno.
1.43 INSTRUMENTOS
PARA
MEDIR
PSICROMETROS E HIGROMETROS
67
LA
HUMEDAD
–
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Hay diversos instrumentos que permiten medir, de forma directa o
indirecta, la humedad relativa. Los principales son:
•
Psicrómetros: Que pueden ser de garita, de carraca o aspiradores.
•
Higrómetros: Que pueden ser:
o Químicos:
No
se
emplean
nunca
en
estaciones
meteorológicas. Solo informan de la humedad absoluta.
o De absorción: Se emplean raramente en las estaciones
meteorológicas.
o De condensación: Informan del punto de rocío. No see
emplean en las estaciones meteorológicas. Son poco
precisos
o Higrógrafos o higrómetros registradores.
Sobre el psicrómetro ya se dijo que estaba compuesto por dos
termómetros, uno seco y destinado a medir la temperatura ambiente (t)
y otro húmedo, con un depósito recubierto de muselina mojada y que
sirve para medir la temperatura denominada del termómetro húmedo
(t´).
Cuando la estación meteorológica está provista de una garita, ambos
termómetros se colocan colgados verticalmente. El agua destinada a
empapar la muselina, que está recogida en un depósito con boca ancha,
debe ser destilada, para evitar la formación de sales y otros residuos
que pueden disminuir la velocidad de evaporación. Para que la
temperatura del termómetro húmedo sea correcta la muselina no debe
estar ni demasiado mojada36, ni demasiado seca ya que se produciría
una insuficiencia de evaporación.
Si la estación meteorológica no dispone de garita se puede utilizar un
psicrómetro de carraca o un aspiropsicrómetro.
El psicrómetro de carraca lleva un armazón con un eje de giro en uno de
sus extremos y en el otro los dos termómetros. La evaporación de la
muselina se produce por centrifugación, haciendo girar el instrumento
durante unos 2 minutos.
El psicrómetro más moderno es el aspiropsicrómetro, de funcionamiento
similar al de carraca, pero en el que la corriente de aire necesaria para
la producir la evaporación de la muselina se realiza mediante un
aspirador mecánico.
36
El termómetro húmedo tendería a indicar la temperatura del agua, que es muy parecida a la del
aire.
68
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Fig.36 Psicrómetros (estándar y aspiropsicrómetro)
Los higrómetros de absorción proporcionan directamente la humedad
relativa y se basan en las propiedades higrométricas de ciertas
sustancias denominadas higroscópicas, que modifican sus dimensiones
en función de la humedad relativa.
Generalmente se usa cabello, que se alarga o acorta dependiendo de la
humedad relativa existente. Dichas variaciones se transmiten mediante
una serie de poleas a una aguja que marca la humedad sobre un limbo
graduado. Los higrógrafos no son otra cosa que higrómetros adaptados
para el registro continuo de la humedad relativa.
69
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Fig.37 Higrógrafo
1.44 RELACIONES ENTRE TEMPERATURA, PRESION Y HUMEDAD
Desde el punto de vista teórico se podrá considerar el aire como un gas
perfecto, con lo que su presión, su volumen y su temperatura estarán
relacionados a través de las fórmulas que caracterizan el
comportamiento de los mismos.
Ya se habló de la estrecha relación entre la variación de la presión con
la altura y la densidad del aire, así como la dependencia de ésta con la
temperatura y por tanto de la influencia de ésta con el relieve de las
superficies isobáricas.
También se habló de que el contenido de vapor de agua en la atmósfera
modifica la densidad del aire y como consecuencia se modifican
variables que dependen de ella, tales como la presión. Asimismo, el
vapor era una fuente de energía térmica para la atmósfera.
Se puede afirmar que la presión, la temperatura y la humedad
atmosféricas están estrechamente relacionadas, dando lugar, sus
variaciones relativas, a los fenómenos termodinámicos de la atmósfera,
tales como nubosidad, nieblas y precipitaciones.
Se debe considerar la atmósfera como una superposición tridimensional
de varios campos, el de la presión, el de la temperatura, el de la
humedad, etc., con magnitudes características que varían respecto a las
tres dimensiones espaciales.
En este sentido, la curva de estado de cualquier magnitud
meteorológica es aquella que representa la variación de dicha magnitud
con respecto a una dimensión espacial, en un instante dado.
70
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Se podrá considerar entonces, por ejemplo, la variación de la humedad
con la altura ( H = ϑ (z ) ), de la temperatura con la altura ( T = ϕ (z ) ), o de
la presión con la altura ( P = f (z ) ). Las curvas que representan estas
funciones, para un instante dado, se denominarán curvas de estado y
mostrarán el estado real de la atmósfera para el instante determinado.
En otro sentido, cuando se mide la variación con respecto al tiempo de
las magnitudes meteorológicas en una determinada área atmosférica,
las curvas que representan los diversos estados sucesivos de las
mismas, se denominan curvas de evolución. En ellas no ha
simultaneidad en el tiempo pero si en el espacio.
Del estudio de las curvas de estado y de evolución se deducen
consecuencias como la estabilidad o inestabilidad de masas de aire, la
aparición de fenómenos de condensación, pronostico de nieblas,
precipitaciones, etc.
1.45 CALOR ESPECIFICO DEL AIRE
Es el número de calorías que se necesitan para elevar la temperatura de
un gramo de aire en un grado centígrado.
Al ser esta magnitud una función de la temperatura, el calor específico
variará en función de la temperatura inicial al que estuviese el aire, en
este caso. Por lo tanto existirían infinitos calores específico. De todo, la
termodinámica atmosférica solo considera dos:
•
•
Calor específico a volumen constante (cv), que es el número de
calorías que hay que suministrar a 1 gramo de aire seco para
elevar 1ºC su temperatura, manteniendo constante su volumen.
Calor específico a presión constante (cp), que es el número de
calorías que hay que suministrar a 1 gramo de aire seco para
elevar 1ºC su temperatura, manteniendo constante su presión.
1.46 TRANSFORMACIONES ADIABATICAS
Ya se había definido lo que era una curva de evolución, como la
variación a lo largo de un período de tiempo determinado, de una
magnitud meteorológica, en un área también determinada.
Sin embargo, en Meteorología, generalmente, las curvas de evolución
consideran la evolución simultánea de dos o más variables que se
relacionen por una ley física. De esta forma, una evolución isoterma,
71
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será la variación de la presión en función del volumen de un gas cuando
se mantiene constante su temperatura; una evolución isóbara,
describirá la variación del volumen en función de la temperatura,
manteniendo constante la presión, etc37.
Hay unas evoluciones que se realizan a calor constante, que son
importantísimas desde el punto de vista meteorológico y que se
denominan transformaciones adiabáticas, en las que no hay intercambio
de energía térmica del sistema que evoluciona. Estas evoluciones
adiabáticas son de suma importancia en la termodinámica atmosférica.
1.47 GRADIENTE ADIEBATICO DEL AIRE SECO
Una de las evoluciones adiabáticas que se dan con más frecuencia en la
atmósfera es el enfriamiento de una masa de aire por elevación de la
misma.
Las causas que producen la elevación de la masa ya se conocían,
pudiendo ser:
•
•
•
Elevación por convección, que se producía cuando el suelo
experimentaba un caldeamiento que daba lugar a una disminución
de la densidad de la masa de aire en las capas bajas.
Elevación orográfica, que se producía cuando una masa de aire se
veía obligada a subir al encontrarse con una montaña o cordillera.
Elevación frontal, que sucedía cuando dos masas de aire de
distinta densidad, una más fría y otra más calida, se superponían,
ascendiendo el aire más cálido sobre el aire más frío.
Cuando la masa de aire se eleva, encontrará presiones sucesivamente
inferiores con lo que se expansiona. La energía necesaria para esta
expansión es extraída de la propia masa de aire, en forma de calor, con
lo que aquella se enfría.
La evolución es adiabática ya que no hay intercambio de calor entre la
masa de aire que sube y la que le rodea.
A esta variación térmica del aire que asciende se le denomina gradiente
adiabático del aire seco (У), es constante y tiene un valor de 1ºC por
cada 100 metros de ascenso de la masa de aire. Es decir, se produce
un enfriamiento de un grado centígrado por cada 100 metros que
ascienda adiabáticamente el aire seco.
37
Los gases perfectos se relacionan mediante la fórmula termodinámica: PV=nRT. Donde n es el
número de moles del gas y R es una constante que vale 8,31 J/K.mol.
72
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1.48 GRADIENTE PSEUDOADIABATICO DEL AIRE SATURADO
El anterior gradiente se producía sobre aire seco. Vamos a estudiar
ahora que pasaría si el ascenso adiabático se produjese sobre una masa
de aire saturada de vapor.
Dicha masa, como se dijo anteriormente, se expansionará cuando
asciende, enfriándose, pero como está saturada, su temperatura será la
del punto de rocío, por lo que cualquier enfriamiento dará lugar a
condensación, que irá aumentando según la masa de aire continúe
elevándose. La condensación producida dará lugar a desprendimiento de
calor, con lo que el enfriamiento adiabático quedará, en parte,
compensado por el calor liberado en la condensación.
Al proceso de elevación de una masa de aire saturado en las condiciones
anteriores se le denomina seudoadiabático y al enfriamiento resultante
que se produce se le llama gradiente seudoadiabático del aire saturado
(У´).
Es evidente que У´< У, además no será constante ya que dependerá de
la temperatura de forma directamente proporcional, ya que si ésta es
elevada el contenido de vapor también lo será, con lo que el calor
aportado por la condensación será, asimismo, mayor, enfriándose
menos el aire cuando asciende. Si la temperatura es baja, sucederá lo
contrario..
Por tanto, las condiciones verticales de la atmósfera se estudian
comparando curvas de estado y evolución de la masa de aire; dichas
curvas podrán caracterizarse por sus gradientes, los cuales son:
•
•
•
Gradiente térmico estático (α), que corresponde a la curva de
estado o variación vertical de la temperatura. Por término medio
vale unos 0,6ºC por cada 100 metros de altura que se ascienda.
Gradiente adiabático seco (У), que se corresponde con la curva de
evolución adiabática del aire que asciende, o que desciende,
cuando no está saturado. Su valor es constante y de 1ºC por cada
100 metros de elevación.
Gradiente seudoadiabático (У´), similar al anterior, pero que
corresponde a la curva de evolución adiabática del aire que
asciende, o que desciende, cuando está saturada. Su valor es
función directa de la temperatura del aire que evoluciona.
1.49 DIAGRAMAS DE STUVE
73
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En la práctica meteorológica, los cálculos a lo largo de curvas de estado
o evolución, se efectúan de modo gráfico en forma de diagrámas
termodinámicos, que son hojas que llevan impresas las curvas de
evolución de distintas magnitudes meteorológicas.
En general, en los ejes coordenados de una gráfica, se toma como
abcisa una función de la temperatura y como ordenada una función de
la presión y sobre el cuadriculado resultante se dibujan las distintas
curvas de evolución.
El diagrama que con más frecuencia suele usarse es el de Stüve que
toma en abcisas temperaturas y en ordenadas una función de la
presión38.
38
p
R
cp
=p
γ −1
γ
c − cv
=p
cp
74
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Fig.38 Diagrama de Stüve
El cuadriculado de rectas de igual presión y temperatura se dibuja en
color negro. Las líneas de evolución adiabática, denominadas
adiabáticas secas, se dibujan en color verde, y son rectas oblicuas
concurrentes en el origen, aunque como el origen en estos diagramas
no se representa, las rectas se muestran como oblicuas paralelas.
Las líneas adiabáticas saturadas se dibujan de puntos en color rojo y
tienden asintóticamente a las adiabáticas secas.
Sobre este diagrama se dibujan las curvas de estado obtenidas
mediante datos adquiridos con sondas meteorológicas. En cada nivel, el
estado del aire quedará definido por dos puntos, uno su presión y
temperatura y otro por su presión y la temperatura del punto de rocío.
Uniendo estos puntos resultarán las curvas de estado de la temperatura
y del punto de rocío que informan del estado térmico y del higrométrico
a distintas alturas.
75
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1.50 CONDICIONES
DE
ESTABILIDAD,
EQUILIBRIO INDIFERENTE
INESTABILIDAD
Y
Los fenómenos atmosféricos convectivos son causados por movimientos
verticales de las masas de aire. En principio, solo llueve donde el aire
asciende, y el aire solo sube cuando es inestable, es decir, cuando las
masas de las capas bajas son más cálidas y, por ello, menos densas,
que las altas y continúan siéndolo conforme la masa se va elevando.
Por el contrario, con condiciones opuestas los movimientos verticales no
se producen.
De lo anterior se pueden deducir las siguientes consideraciones:
•
•
•
Una masa de aire es estable cuando al ser desplazada hacia arriba
o hacia abajo vuelve a su nivel inicial.
Una masa de aire es inestable cuando al ser desplazada
ligeramente hacia arriba o hacia abajo, se aleja cada vez más del
nivel inicial. Una masa de aire inestable puede dejar por si misma
su nivel inicial.
Una masa de aire es indiferente, cuando al desplazarla de su nivel
inicial, alcanza otro diferente quedándose en él.
Es evidente que la estabilidad o inestabilidad de una masa de aire
dependerá como se dijo de sus condiciones térmicas, las cuales
dependen, también, de las condensaciones que se produzcan en su
seno. Por ello, se estudiarán de forma separada dos casos:
•
Aire ascendente seco o húmedo pero sin llegar a la saturación: El
ascenso del aire será adiabático, enfriándose en su elevación de
acuerdo con el gradiente adiabático seco (у), y por lo tanto,
siguiendo la curva de evolución adiabática representada por una
línea continua, como las representadas en verde en la figura 38.
El aire que rodea a esa masa ascendente tendrá una distribución
en altura representada por una curva de estado de gradiente
térmico (α), de tal manera que, podrá suceder que:
o γ > α : Estaremos en condiciones de estabilidad. El aire que
sube y se enfría adiabáticamente, permanecerá, a todos los
niveles, más frío, y por ello más denso, que el que le rodea,
con lo que volverá a su nivel inicial de partida. Queda
manifestada la estabilidad cuando la curva de estado queda
a la derecha de la adiabática seca.
o γ = α : estaremos en condiciones de indiferencia. El aire que
se eleva adiabáticamente se encontrará en todo momento
rodeado por una masa de aire que se encuentra a la misma
temperatura, con lo que estará en equilibrio en cualquier
76
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nivel. La indiferencia queda manifestada cuando la curva de
estado coincide con la adiabática seca.
o γ < α : Estaremos en condiciones de inestabilidad. El aire que
sube, enfriándose adiabáticamente, se enfría menos que el
aire que se encuentra a su alrededor en cada nivel, con lo
que estará siempre más caliente, por ello menos denso,
continuando su ascenso. Queda manifestada la inestabilidad
cuando la curva de estado queda a la izquierda de la
adiabática seca.
Los gradientes térmicos mayores que el gradiente adiabático seco
( γ < α ), son altamente improbables y se denominan gradientes
superadiabáticos, apareciendo solo en las capas bajas de la atmósfera
que descansan sobre suelos muy recalentados, con lo que la
estratificación normal de la atmósfera sería estable. Sin embargo, lo
enunciado anteriormente cambia cuando entra en juego el fenómeno de
la condensación.
•
Aire ascendente saturado: La curva de evolución no será la
adiabática seca sino la seudoadiabática. Se deberá usar ahora el
gradiente seudoadiabático, pudiendo ocurrir:
o γ ´> α : La curva de estado queda a la derecha de la
seudoadiabática con lo que el aire saturado es estable.
o γ ´< α : La curva de estado queda a la izquierda de la
seudoadiabática con lo que el aire saturado es inestable.
o γ ´= α : La curva de estado coincide con la seudoadiabática,
con lo que el equilibrio es indiferente.
77
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Fig.39 Criterios para la estabilidad o inestabilidad del aire seco
Veamos ahora el comportamiento en condiciones reales, que suele tener
características mixtas, ya que cuando la masa de aire comienza a
elevarse suele comportarse como aire seco , y por tanto con arreglo al
gradiente (у), para posteriormente cuando el enfriamiento ha sido
suficiente, condensarse a determinado nivel, evolucionando ya como
aire saturado con arreglo al gradiente (у´). Es decir, primero se enfriará
de acuerdo con la adiabática seca y luego con la seudoadiabática.
En la figura que sigue se puede observar la curva de estado de una
masa de aire en trazo de color azul, las adiabáticas secas son las líneas
verdes y las seudoadiabáticas las líneas rojas discontinuas. En la figura
el nivel de condensación está en el punto C.
La masa de aire, en el punto T, que representa el nivel del suelo, será
estable con respecto a (у) ya que la curva de estado queda a la derecha
de la adiabática seca, pero inestable con respecto a (у´), porque la
curva de estado queda a la izquierda de la seudoadiabática.
78
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Si por cualquier causa externa, la masa de aire se eleva
adiabáticamente desde el suelo hasta el nivel de condensación, se
producirá la saturación y si continúa la evolución hacia arriba de dicha
masa, la subsiguiente condensación, de acuerdo con la seudoadiabática.
El que el ascenso continúe o no, o lo que es lo mismo, el que la masa de
aire sea realmente inestable o no, dependerá del contenido de vapor de
agua. Si dicho contenido de vapor es alto, implicará que el nivel de
condensación será bajo, con lo que el área comprendida entre la curva
de estado y las de evolución del aire seco y saturado, cuando la de
estado queda a la derecha de éstas39, será menor que el área
comprendida entre la curva de estado y las de evolución del aire seco y
saturado, cuando la de estado queda a la izquierda de éstas40. Esto
implica inestabilidad.
Fig.40 Inestabilidad condicional (у´< α < α)
39
40
Área rayada en negro.
Área rayada en naranja.
79
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El área rayada en negro representa la energía necesaria para elevar el
aire hasta el nivel de condensación, mientras que la rayada en naranja
representa la energía liberada una vez alcanzado aquél. Si la energía
liberada es mayor que la energía necesaria para elevar el aire al nivel de
condensación, la diferencia energética hará que el aire saturado siga
elevándose, con lo que la inestabilidad será efectiva. En cambio, si la
energía liberada es menor que la necesaria para alcanzar el nivel de
condensación, lo que implica que éste se encuentra a un nivel alto, es
decir que hay poco contenido de humedad, el ascenso de la masa de
aire no continuará por falta de energía calorífica y la inestabilidad será
aparente.
Cuando la inestabilidad depende del contenido de humedad de la masa
de aire se dice que es condicional.
Por tanto, la masa de aire
posibilidades de evolución:
•
•
puede
experimentar
las
siguientes
α > γ : Inestabilidad absoluta. Es un caso excepcional (gradiente
superadiabático).
γ ´< α < γ : Inestabilidad condicional. Puede ocurrir:
o Las curvas de estado y evolución se cortan por encima del
nivel de condensación (inestabilidad latente). Puede
suceder:
ƒ El área superior es mayor que el área inferior
(inestabilidad latente efectiva).
ƒ El área superior es menor que el área inferior (falsa
inestabilidad latente).
o Las curvas de estado y evolución no se cortan por encima
del nivel de condensación (estabilidad absoluta).
α >γ
γ ´< α < γ
γ ´< α < γ
Fig.41 Evolución del aire ascendente (у´< α < α)
80
α <γ
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1.51 EL VIENTO
Debido a que la atmósfera nunca está en equilibrio, presentará una
tendencia a conseguirlo mediante la circulación de la masa de aire. A
dicha circulación del fluido aire se le denomina viento.
Cada partícula de aire está en continuo movimiento en un momento
dado, presentando cada una direcciones y velocidades variadas, siendo,
de esta forma, sustento de un vector que define dirección e intensidad
del movimiento.
Al conjunto de todos los vectores que definen los movimientos de cada
partícula de la masa de aire, distribuidos en las tres dimensiones de la
atmósfera, se le denomina campo vectorial del viento. Notar que el
campo de vientos es vectorial, mientras que los campos de presión,
temperatura o densidad son campos escalares, ya que carecen de
dirección.
Para definir un vector en el espacio se necesitan tres condiciones,
mientras que para definirlo en un plano solo se necesitan dos. En
Meteorología, siempre se considerará horizontal el viento, por lo que el
campo vectorial que lo define será bidimensional, quedando definido por
tanto por una dirección y una intensidad.
La representación del campo de vientos estará dada por las isolíneas de
las magnitudes que lo definen, por lo que al ser éstas la dirección y la
intensidad, se tendrá que un mapa sinóptico de vientos estará
representado por dos tipos de isolíneas:
•
•
Isógonas: Unen puntos en los que el viento tiene la misma
dirección.
Isótacas: Unen puntos en los que el viento tiene la misma
intensidad.
En general, y excepto en zonas tropicales y en mapas de altura, dichas
líneas no se trazan, deduciéndose el viento del trazado isobárico.
El supuesto de que el viento responde a un flujo horizontal es bastante
exacto41, por lo que los movimientos atmosféricos tenderán a ser
horizontales, considerándose los fenómenos verticales, tales como los
convectivos y los orográficos, como locales y que en nada afectan al
predominio horizontal de la circulación general atmosférica.
41
Tener en cuenta las dimensiones horizontales de la atmósfera en relación con las verticales.
81
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La atmósfera se transforma pues en una máquina térmica que
transforma energía calorífica en energía cinética. Las fuentes de energía
calorífica son las diferencias de temperatura entre el Ecuador y los Polos
y entre las capas atmosféricas altas y bajas. En este sentido, el campo
vectorial del viento derivará del campo escalar de la presión, con lo que
si la presión fuese uniforme42 en toda la Tierra no habría viento ya que
la atmósfera estaría en equilibrio.
La circulación general de la masa de aire engloba numerosas
circulaciones locales que suponen vientos característicos de regiones
determinadas, que se designan con nombres específicos como pueden
ser sirocco, leveche, pampero, chinook, bora, tramontana, etc. En otros
casos se dan nombres específicos para vientos que soplan con carácter
permanente o periódico, como por ejemplo alisios del NE o del SE),
monzones (de verano o invierno), ponientes (en las latitudes medias),
etc. En todos los demás casos el viento se designa por los dos
elementos que lo caracterizan que son su dirección y su intensidad.
1.52 ESCALA BEAUFORT
VIENTO
–
DIRECCION
E
INTENSIDAD
DEL
Al ser el viento un vector horizontal, podrá determinarse por sus
coordenadas polares, que como se sabe son el módulo y el argumento.
Al módulo del vector viento se le denomina intensidad y al argumento
de dicho vector se le conoce como dirección.
La dirección del viento es el punto del horizonte desde el cual sopla, y
que se denomina barlovento, siendo sotavento el punto diametralmente
opuesto. Como origen para contar el argumento del vector, es decir su
dirección, se toma el norte verdadero.
Hasta no hace muchos años, incluso hoy se sigue utilizando, se usaba
en Meteorología náutica, la rosa de los vientos, que dispone de 32
rumbos para definir la dirección del viento. Hoy, sin embargo, en
Meteorología sinóptica, la rosa se divide en 360º, definiéndose la
dirección del viento de grado en grado, contando con origen en el norte
verdadero (000º) en dirección horaria hasta 360º43.
La intensidad del viento puede medirse en función de la fuerza que
ejerce sobre los objetos, que dependerá de la velocidad y de la presión
que la masa de aire en movimiento aplica sobre aquellos.
42
43
Lo que implicaría superficies isobáricas horizontales al suelo.
Por ejemplo un viento del Oeste (W) sería 270º, uno SE sería 135º, etc.
82
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La presión que el viento, que es aire moviéndose a una velocidad
determinada, ejerce sobre un objeto, dependerá de esta velocidad y de
la forma del objeto, con lo que se puede conocer la velocidad del viento
midiendo la presión que la masa de aire en movimiento ejerce sobre un
cuerpo determinado.
La escala de Beaufort, que es la que se usa a bordo de los buques, se
fundamenta en la velocidad alcanzada y el aparejo desplegado por los
veleros navegando en condiciones seguras. Comprende 12 grados de
intensidad creciente que se designan bien por su número en la escala o
bien por un nombre en general de origen náutico.
Posteriormente, con la desaparición de la marina de vela, el significado
anterior se perdió y se introdujo el uso de describir el viento en función
del estado de la mar.
En cualquier caso, esta escala es un óptimo procedimiento para la
medida indirecta de la velocidad del viento, debido a que cada escala
comprende una banda de velocidades del mismo.
Fuerza
Beaufort
Velocidad
del viento
(nudos)
0
0
1
Descripción
Condición del Mar
Calma
La mar está como un espejo.
1-3
Ventolina
Se riza la mar, sin crestas de espuma.
2
4-6
Flojito
Olas pequeñas que no rompen.
3
7 - 10
Flojo
Olas algo mayores con algunos borregos
dispersos.
4
11 - 16
Bonancible
Olas pequeñas. Borregos bastante frecuentes.
5
17 - 21
Fresquito
Olas moderadas, abundancia de borregos.
6
22 - 27
Fresco
Empiezan a formarse olas grandes, crestas de
espuma blanca, probablemente rocío.
7
28 - 33
Frescachón
La mar se vuelve gruesa. La espuma es
arrastrada en dirección del viento.
8
34 - 40
Temporal
Olas de altura moderada. De la parte alta de las
crestas empiezan a desprenderse rociones en
forma de remolinos.
9
41 - 47
Temporal
fuerte
Olas muy grandes. Espuma densa arrastrada
en la dirección del viento. Las crestas empiezan
a caerse. El rocío puede afectar a la visibilidad.
10
48 - 55
Temporal
Olas muy altas con grandes crestas
83
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11
56 - 63
12
64+
duro
empenachadas. La superficie de la mar aparece
blanca. El movimiento de la mar es pesado,
como choques. La visibilidad se ve afectada.
Temporal
muy duro
Olas excepcionalmente altas. La mar está
completamente cubierta de largas manchas de
espuma blanca en dirección del viento. La
visibilidad se ve afectada.
Temporal
huracanado
El aire está lleno de espuma y de rocío. La mar
está completamente blanca, con espuma
llevada por el viento. Visibilidad muy seriamente
afectada.
En Meteorología sinóptica, y en el cifrado del viento en los partes
meteorológicos, no se emplea la escala de Beaufort, ya que se puede
medir la velocidad del viento de forma exacta, de manera directa, con lo
que dicha velocidad se da en nudos. En la trascripción de los partes
cifrados a mapas meteorológicos solo se podrán dibujar las velocidades
del viento de 5 en 5 nudos, por lo que se considera práctico incluir un
cuadro de correspondencias entre la fuerza Beaufort y las velocidades
medias correspondientes tal como aparecerán en los mapas
meteorológicos. Además se introducen fotografías del aspecto de la mar
con objeto de tener una referencia clara de la relación entre fuerza del
viento y estado de la mar.
Velocidad
Grado
Denominación
Descripción
Símbolo
nudos
Vmedia
(n)
Km/h
0
Calma (Calm)
<1
0
<2
Mar como un espejo.
1
Ventolina (Light
air)
1-3
2
2-6
Rizos como escamas de
pescado, pero sin
espuma.
84
Aspecto
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2
Flojito
(Brisa muy débil)
(Light breeze)
3
Flojo
(Brisa débil)
(Gentle breeze)
4
Bonacible
(Brisa moderada)
(Moderate breeze)
5
Fresquito
(Brisa fresca)
(Fresh breeze)
4-6
5
7-11
Pequeñas olas, crestas de
apariencia vitrea, sin
romperse.
7-10
10
12-19
Pequeñas olas, crestas
rompientes, espuma de
aspecto vitreo aislados
vellones de espuma..
11-16
15
20-30
Olas un poco largas.
Numerosos borreguillos.
31-39
Olas moderadas y
alargadas. Gran
abundancia de
borreguillos y
eventualmente algunos
rociones.
17-21
20
6
Fresco
(Brisa fuerte)
(Strong breeze)
22-27
25
40-50
Comienza la formación de
olas grandes. Las crestas
de espuma blanca se ven
por doquier. Aumentan
los rociones y la
navegación es peligrosa
para embarcaciones
menores.
7
Frescachón
(Viento fuerte)
(Moderate gale)
28-33
30
51-61
La espuma es arrastrada
en dirección del viento. La
mar es gruesa.
8
Temporal
(Viento duro)
(Fresh gale)
62-74
Olas altas con
rompientes. La espuma es
arrastrada en nubes
blancas.
34-40
35
85
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Temporal Fuerte
(Muy duro)
(Strong gale)
9
41-47
45
75-87
Olas muy gruesas. La
espuma es arrastrada en
capas espesas. La mar
empieza a rugir. Los
rociones dificultan la
visibilidad.
Olas muy gruesas con
crestas empenachadas. La
superficie de la mar
parece blanca. Visibilidad
reducida. La mar ruge.
10
Temporal Duro
(Temporal)
(Whole gale)
11
Temporal Muy
Duro
(Borrasca)
(Storm)
56-63
60
Olas excepcionalmente
grandes (los buques de
mediano tonelaje se
103-117
pierden de vista). Mar
completamente blanca.
Visibilidad muy reducida.
12
Temporal
Huracanado
(Huracán)
(Hurricane)
64-71
>
70
El aire está lleno de
118-132
espuma y de rociones. La
>
visibilidad es casi nula.
48-55
50
88-102
Nota: De forma aproximada, se cumple que una velocidad expresada en nudos resulta el doble
que su valor expresado en metros por segundo.
1.53 INTENSIDAD
RELACION
DEL
VIENTO
Y
ESTADO
DE
LA
MAR
–
Podría parecer, de lo dicho anteriormente, que el estado de la mar es
una función exclusiva de la intensidad del viento, lo cual no es cierto.
La mar levantada por el viento reinante, o mar de viento44, es una
función creciente de tres variables:
•
•
44
Fuerza del viento.
Persistencia: Número de horas que ha soplado el viento sobre el
mar en la misma dirección. Se requerirá una persistencia mínima
para que el estado de la mar se adapte al viento reinante. La
persistencia mínima será tanto mayor cuanto mayor sea la
intensidad del viento. Es decir, a mayor fuerza del viento tanto
mayor deberá ser la persistencia para que la mar alcance el
En contraposición con la mar tendida que existe sin necesidad de viento.
86
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•
estado característico que corresponde a esa fuerza del viento. A
partir de ese momento, la mar ya no crecerá más, estando
plenamente desarrollada para las condiciones presentes de
intensidad del viento.
Fetch: Extensión en línea recta sobre la que sopla un viento de
dirección y fuerza constantes. Es decir, teniendo un área de mar
sobre la que el viento sopla con la misma dirección e intensidad,
el fetch será la extensión rectilínea de dicho área medida en la
dirección en la que sopla el viento. Para un viento dado la altura
de la mar es creciente con el fetch.
En función de lo anterior, podría construirse una tabla que representase
la equivalencia entre la fuerza del viento y el estado de la mar, tomando
la persistencia y el fetch como parámetros, para lo que se consideraría
exclusivamente la persistencia mínima y se tomarían fetch medios.
La escala Douglas comprende 10 grados que designan el estado de la
mar mediante un nombre característico y que comprenden cada uno un
intervalo de altura de las olas y que tienen correspondencia con la
escala Beaufort.
Grado Denominación
Altura
metros
Descripción
Equivalencia
Escala
Aspecto
Beaufort
0
Calma
0
La mar está como un
espejo.
0
1
Rizada
0-0,2
Mar rizada con
pequeñas crestas sin
espuma
1-2
2
Marejadilla
0,2-0,5
Pequeñas ondas cuyas
crestas empiezan a
romper
87
3
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3
4
5
6
7
8
9
Marejada
Olas pequeñas que
0,5-1,25 rompen. Se forman
frecuentes borreguillos.
4
Fuerte Marejada
Olas moderadas de
forma alargada. Se
1,25-2,5
forman muchos
borreguillos.
5
Se forman grandes
olas con crestas de
espuma blanca por
todas partes
6
4-6
La mar empieza a
amontonarse y la
espuma blanca de las
crestas es impulsada
por el viento.
7
6-9
Olas altas. Densas
bandas de espuma en
la dirección del viento
y la mar empieza a
romper. El agua
pulverizada dificulta la
visibilidad.
8-9
9-14
Olas muy altas con
crestas largas y
rompientes. La espuma
va en grandes masas
en la dirección del
viento y la superficie
del mar aparece casi
blanca. Las olas
rompen brusca y
pesadamente. Escasa
visibilidad.
10-11
> 14
El aire está lleno de
espuma y agua
pulverizada. La mar
completamente blanca.
Visibilidad
prácticamente nula.
12
Gruesa
Muy Gruesa
Arbolada
Montañosa
Enorme
2,5-4
88
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1.54 VIENTO VERDADERO Y APARENTE
Generalmente en la mar el observador no está fijo, sino que se mueve
con su buque. Dicho movimiento, como sabemos, quedará representado
por un vector. Por esto, el viento que el observador sentirá no será el
real que sopla, definido por su vector y denominado viento verdadero,
sino el que parece existir, que no será otra cosa que la composición de
los dos vectores definidos, uno el del movimiento del buque y otro el del
viento real. A la resultante se le denomina viento aparente.
En ausencia de viento real, el viento aparente tendría la misma
intensidad y sentido contrario al vector de movimiento del buque. Se
puede deducir, por tanto, que el viento aparente es la diferencia entre el
vector viento real y el vector velocidad del buque.
La mencionada diferencia podrá obtenerse gráficamente mediante un
triángulo de velocidades.
Fig.42 Viento real y viento aparente
En la figura anterior se observa un buque navegando bajo un vector
velocidad (S) y un vector viento real (Vr). El vector viento aparente que
se recibe en el buque es (Va) y podrá expresarse como la diferencia
entre los vectores Vr y S.
89
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Va = Vr − S
De la figura, y de la regla del paralelogramo para suma de vectores, se
observa que el viento real será la suma de los vectores velocidad del
buque y viento aparente.
Vr = S + Va
Se pueden realizar los cálculos analíticamente, en vez de hacerlo
gráficamente, aplicando el teorema del coseno y el teorema del seno, de
triángulos planos.
De acuerdo con el primero se podría poner:
Vr 2 = S 2 + Va 2 − 2 SVa cos α
Donde α es la diferencia entre los rumbos del viento aparente y la
velocidad del buque. De esta forma podríamos conocer el valor del
viento real.
Para calcular la dirección aplicamos el segundo teorema mencionado:
senα Vr
S
=
⇒ senβ =
senα
senβ
S
Vr
El ángulo así hallado es la diferencia entre la dirección del viento
verdadero y el aparente.
Por tanto, conocer el la dirección y velocidad del viento verdadero
supone conocer el rumbo y velocidad del buque, que son siempre
conocidos, y la dirección y velocidad del viento aparente, que se pueden
obtener fácilmente.
1.55 INSTRUMENTOS DE MEDIDA
INTENSIDAD DEL VIENTO
DE
LA
DIRECCION
E
Los tipos de instrumentos más usuales para medir la dirección del
viento son:
•
Veletas: Son los instrumentos más usados para medir la dirección
del viento. Debe instalarse en un mástil, a una altura de entre 10
90
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y 15 metros del suelo. La dirección del viento debe apreciarse con
una precisión de hasta la decena de grado. La veleta constará de
un órgano indicador y un elemento transmisor, que puede ser
mecánico o eléctrico, de la lectura de dicho órgano hasta la
estación meteorológica.
Fig.43 Veleta
•
Grímpola: Es un gallardete de forma triangular.
Fig.44 Grímpola
•
Catavientos: Es una manga troncocónica de lona, de forma
alargada y abierta por los extremos.
91
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Fig.45 Catavientos
Los tipos de instrumentos más usuales para medir la intensidad del
viento son:
•
Anemómetros de recorrido: Que pueden, a su vez, ser de
cazoletas o de hélice. Los de cazoleta constan de una cruz con
tres brazos separados angularmente 120º. En el extremo de cada
brazo va montada una cazoleta hueca con su borde circular en la
vertical. Todo el sistema gira alrededor de un eje vertical. Las
caras cóncavas de las cazoletas están dirigidas en el mismo
sentido, de forma que el viento encontrará más resistencia en
dichas caras cóncavas que en las convexas y obliga al instrumento
a girar, hasta que alcanza un equilibrio dinámico entre la
velocidad del viento y la velocidad de giro de las cazoletas. Ambas
velocidades serán proporcionales, por lo que conocida esta
velocidad de giro y el factor de proporcionalidad se conocerá la
velocidad del viento. Los anemómetros de hélice sustituyen la
cazoleta por una hélice situada en el eje horizontal la cual gira por
acción del viento en sus paletas. Cuando estos anemómetros son
de pequeñas dimensiones, de forma que pueden transportarse en
la mano, se llaman portátiles.
92
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Fig.46 Anemómetros de cazoletas y de hélice
•
Anemómetros de presión: Se basan en que la diferencia de las
presiones entre el aire en movimiento y en reposo es función de la
velocidad. Los más elementales, que sirven de base a los demás,
son los tubos Pitot y Ventura.
Fig.47 Tubos de Pitot y Venturi
1.56 GRADIENTE DE PRESION Y VIENTO – VIENTO DE EULER
Ya se sabe que en una atmósfera en equilibrio las superficies isobáricas
serían horizontales. Supongamos que sean éstas
p1 , p2 , p3,....... . Las
fuerzas actuantes sobre la masa de aire, representada como un círculo
93
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de color azul son, por un lado la resultante de las presiones F1 y el peso
de la masa de aire F2.
Dichas fuerzas deben equilibrarse, resultando la ecuación de la estática
atmosférica, en la cual la condición de equilibrio de la atmósfera exige
que el gradiente vertical de presión ∇p se iguale con el peso específico
del aire ρg .
F1 = F2 ⇒ ∇p = ρg
En este caso no se producirán aceleraciones sobre la masa de aire y no
habrá viento.
Fig.48 Gradiente de presión – Atmósfera en equilibrio
Veamos ahora el caso en el que las isóbaras
p1 , p2 , p3,....... , son oblicuas,
con lo que el gradiente de presión se descompone en sentido vertical y
horizontal.
La componente vertical será capaz o no de compensar el peso específico
del aire, produciéndose, en este último caso, movimientos verticales de
la masa de aire. Sin embargo, la componente horizontal no tiene
ninguna fuerza que la contrarreste, por lo que la masa de aire se verá
empujada en la dirección de dicho gradiente horizontal de presión,
yendo desde las altas a las bajas presiones y produciéndose viento.
94
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Es decir, el viento es causado por el gradiente horizontal de presión, que
es debido a la inclinación de las superficies isóbaricas.
Fig.49 Gradiente vertical y horizontal de presión – Atmósfera dinámica
Según este modelo el viento fluirá en línea recta desde las altas
presiones hacia las bajas presiones, de forma perpendicular a las
superficies isobáricas y por tanto, también perpendicularmente, a las
líneas isóbaras en superficie.
A este viento así deducido, en el que solo se considera el gradiente de
presión actuando sobre la masa de aire, se le denomina viento de Euler.
Sin embargo, la Tierra gira, y debido a ello, aparece una fuerza
aparente que actúa sobre la masa de aire en movimiento, y que la
desvía de su trayectoria, haciendo que ésta se curve. Esta fuerza
aparente se denomina fuerza de Coriollis.
Además, si la trayectoria se curva aparecerá una fuerza centrífuga
actuando sobre la masa de aire. A esta componente se le denomina
componente ciclostrófica.
Por añadidura, la masa de aire en superficie rozará contra el suelo, por
lo que aparecerá, en los niveles más bajos una fuerza de rozamiento.
95
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Por lo tanto, cuando el viento sigue una trayectoria rectilínea, el
gradiente de presión tendrá que enfrentarse únicamente con la fuerza
de Coriollis, denominándose al viento resultante viento geostrófico. Si la
trayectoria se curva, el gradiente tendrá que compensar además la
fuerza centrífuga, o componente ciclostrófica, denominándose al viento
resultante viento de gradiente.
1.57 VIENTO GEOSTROFICO
Cuando un cuerpo se mueve sobre otro que gira aparece la denominada
fuerza de Coriollis, debido al principio dinámico de la inercia.
Fig.50 Desviación de una trayectoria por la fuerza de Coriollis
96
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Partamos de la hipótesis de que una partícula de aire se desplace en
dirección Norte desde el Ecuador hacia el Polo. Si la Tierra no girase, la
partícula llegaría al Polo siguiendo el meridiano correspondiente. Sin
embargo, debido al giro de la Tierra, la partícula parte con dos
velocidades:
o Velocidad de impulso hacia el Norte, que hace que la
partícula recorra su trayectoria.
o Velocidad hacia el Este, debido a que al estar la partícula
inmersa en la atmósfera terrestre participará del
movimiento de rotación de la Tierra. Esta velocidad,
transversal a la trayectoria de la partícula, tiene un valor
igual a la velocidad lineal del Ecuador en su movimiento de
rotación. Esta es una velocidad absoluta, solo perceptible
para un observador alejado de la Tierra, siendo nula
relativamente a ésta.
Esta velocidad absoluta transversal (Vo) la conservará la partícula en su
camino hacia el Norte debido al principio dinámico de la inercia.
Cuando la partícula va subiendo hacia el Norte se encintrará
sucesivamente con paralelos cuyas velocidades lineales de rotación
hacia el Este van disminuyendo, al ir diminuyendo los radios de giro45.
Como consecuencia, al ser constante la velocidad hacia el Este de la
partícula (Vo), las velocidades (V1), (V2),…., de los puntos de la Tierra
que va encontrando son sucesivamente más pequeñas, con lo que
aparecerá una componente creciente de velocidad relativa hacia el Este,
visible en el gráfico por los vectores (Vo – V1), (Vo – V2),….., lo que
dará lugar a una desviación de la trayectoria hacia la derecha.
Si la partícula se trasladase del Polo hacia el Ecuador iría encontrándose
sucesivamente en los paralelos que se fuese encontrando con
velocidades absolutas crecientes, con lo que se iría retrasando en
relación con el giro terrestre, con lo que la trayectoria aparente, para un
observador en la Tierra, se curvaría hacia el Oeste, es decir, se
producirá también una desviación hacia la derecha.
Cuando la partícula se traslada a lo largo de un paralelo se produce una
diferencia en la fuerza centrífuga de un punto móvil y la de cualquier
punto fijo en el paralelo que dicha partícula recorre. Como consecuencia
de lo anterior se produce también una desviación hacia la derecha. Se
deberá tener en cuenta que la fuerza centrífuga es perpendicular al eje
45
Distancia del paralelo al eje terrestre.
97
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terrestre y creciente desde los polos al Ecuador, por depender del radio
del paralelo. La expresión de la fuerza centrífuga es:
v2
Fc = mω r = m
r
2
Para un objeto en reposo que se encuentre sobre la superficie terrestre
actuarán dos fuerzas que estarán en equilibrio, a saber:
•
El peso:
mg
v2
• Fuerza centrífuga: Fc = m
r
El peso se dirigirá hacia el centro de la Tierra y la fuerza centrífuga
tendrá una dirección paralela al plano del Ecuador y hacia fuera.
La composición de ambas fuerzas es lo que se denomina peso aparente,
que no está dirigido hacia el centro de la Tierra, pero que es
perpendicular a la superficie de la misma, debido a la forma elipsoidal
de aquella.
Fig.51 Desviación de una trayectoria por la fuerza centrífuga
Sucede que cuando el objeto se mueve hacia el Este, a lo largo de un
paralelo, la fuerza centrífuga aumenta al ser la velocidad absoluta, suma
de la velocidad lineal del giro de la Tierra a la altura de ese paralelo y la
velocidad del objeto, mayor que la de la Tierra. Entonces el vector peso
aparente ya no será perpendicular a la superficie terrestre y aparecerá
una componente horizontal (Fch)46 que desvía el objeto hacia el
Ecuador. Si el objeto se dirige hacia el Oeste, la fuerza centrífuga será
menor por un razonamiento análogo pero contrario al anterior,
formándose una componente horizontal de dicha fuerza pero que se
46
En rojo en el gráfico.
98
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dirige hacia el Polo. De nuevo, las desviaciones de la trayectoria de la
partícula serán hacia la derecha.
Para el hemisferio sur el estudio nos llevaría a la conclusión de que la
desviación de la trayectoria de las partículas es siempre hacia la
izquierda.
Resumiendo, sea por un motivo o sea por otro, podemos concluir que
existe una fuerza aparente que actúa perpendicularmente a la
trayectoria del móvil, 90º a la derecha en el hemisferio norte y 90º a la
izquierda en el hemisferio sur, que produce desviaciones de la
trayectoria de aquél, en los sentidos indicados.
Si consideramos el caso de que la fuerza sea la denominada fuerza de
Coriollis, a la misma le corresponderá una aceleración que es:
ac = 2vωsenl
Siendo:
•
•
•
V
= velocidad relativa de la partícula sobre la Tierra.
= velocidad angular de la Tierra
= latitud
ω
l
Se puede ver, pues, que la aceleración de Coriollis será máxima en los
Polos y nula en el Ecuador, al ser función de un seno. En la expresión
anterior, es constante
2ωsenl .
de Coriollis (f). Por tanto:
A este valor se le denomina Parámetro
ac = fv
Partiendo del razonamiento anterior es sencillo comprender como se
establece el viento geostrófico. Supongamos una serie de isóbaras
rectas perteneciente a un mapa de superficie del hemisferio norte. El
gradiente de presión ∇p estará dirigido de forma perpendicular a las
mismas y yendo de las altas a las bajas presiones. Una partícula (P) se
verá impulsada por este gradiente con una aceleración de valor
ρ
∇p
ρ,
donde
es la densidad del aire47. En el momento que la partícula
comienza a moverse con la aceleración anterior experimentará la acción
de la aceleración de Coriollis, actuando de forma perpendicular a la
velocidad. La trayectoria de la partícula se desviará hacia la derecha,
47
No se va a demostrar por no tener valor didáctico desde el punto de vista de este curso.
Solamente pensar que una fuerza es una masa sometida a una aceleración y que la masa del aire
tiene que ver con su densidad.
99
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por estar en el hemisferio norte, y resultará animada por una velocidad
mayor que la que inicialmente tenia, ya que es un movimiento
acelerado, con lo que la aceleración de Coriollis también aumentará
sucesivamente, recurvándose la trayectoria hasta que la partícula se
mueve paralelamente a las isóbaras, en cuyo momento la aceleración
debida al gradiente se equilibra con la debida a la fuerza de Coriollis.
En dicho momento la partícula se moverá con movimiento uniforme,
estableciéndose así el régimen del viento geostrófico, que podremos
definir como aquél que sopla paralelamente a las isóbaras rectas y sin
aceleración, dejando las altas presiones a la derecha en el hemisferio
norte y a la izquierda en el hemisferio sur.
Fig.52 Viento geostrófico - Formación
1.58 VIENTO DE GRADIENTE
Cuando las isóbaras no son rectas sino curvas, el gradiente de presión
tendrá que equilibrar, además de la desviación producida por la fuerza
de Coriollis, la debida a la fuerza centrífuga provocada por la curvatura
de la trayectoria, que hemos denominado componente ciclostrófica. En
la figura a continuación se puede observar lo que sucede tanto en un
anticiclón como en una depresión en el hemisferio norte.
100
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En la depresión, la aceleración debida al gradiente de presión,
∇p
ρ , que
se dirige como es sabido hacia las bajas presiones, debe equilibrar a la
aceleración de Coriollis (fV), dirigida hacia la derecha de la trayectoria
v2
(V) y a la aceleración centrífuga,
, dirigida hacia fuera. Con todo ello,
r
el viento seguirá dejando las bajas presiones a la izquierda.
En un anticiclón la aceleración debida al gradiente de presión
equilibrará, también, las otras dos aceleraciones. Sin embargo, ahora, la
aceleración del gradiente es hacia fuera, ya que se dirigirá hacia las
bajas presiones, en el mismo sentido que la aceleración centrífuga. El
viento (V) dejará, de la misma manera que antes, las bajas presiones a
su izquierda y las altas a la derecha.
Se podrá formular por tanto:
∇p
v2
= fv ±
ρ
r
Siendo (r), el radio de curvatura que presentan las isóbaras.
El signo positivo se aplica al caso de circulación ciclónica y el negativo al
caso de circulación anticiclónica.
Fig.53 Viento de gradiente – Equilibrio de fuerzas en un anticiclón y en una depresión
101
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A esa velocidad del viento resultante del equilibrio, (V), se le denomina
viento de gradiente, y que, salvo para casos en los que el radio de
curvatura de las isóbaras sea muy pequeño, es sensiblemente similar al
viento geostrófico.
Por tanto, las isóbaras son, desde el punto de vista práctico, líneas de
circulación del viento, deduciéndose éste de la configuración del campo
de presión.
1.59 VIENTO
ANTITRIPTICO
ROZAMIENTO
–
CONSIDERACION
DEL
A nivel del suelo las leyes del viento de gradiente y del geostrófico no
sirven debido a que hay que considerar el rozamiento de la masa de aire
en movimiento contra el suelo.
Dicha fuerza de rozamiento será de sentido contrario al viento y
modificará la dirección del mismo en el sentido que le obligará a
atravesar las isóbaras hacia las bajas presiones, con lo que ya no
soplará paralelo a aquellas.
Siendo (v) la velocidad del viento y (k) el coeficiente de rozamiento de
la masa de aire contra el suelo, que dependerá de la naturaleza del
terreno, la aceleración que corresponderá a la fuerza de rozamiento
será:
− kv .
Un viento en el que predominase el efecto del rozamiento sobre los
demás se denomina viento antitríptico48.
El ángulo que forma el viento con las isóbaras será tanto más grande
cuanto mayor es el rozamiento. En la mar suele tomar valores de 30º,
aunque en tierra los valores suelen ser mucho mayores. Cuando se va
subiendo en altura, el coeficiente de rozamiento disminuye, con lo que
el viento se va orientando paralelamente a las isóbaras. Hacia los 500 ó
600 mts de altura (k) es nulo y el viento se transforma en viento
geostrófico o de gradiente, soplando de forma paralela a las isóbaras.
48
Pueden considerarse vientos antitrípticos las brisas de mar y de montaña.
102
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Fig.54 Equilibrio de fuerzas con rozamiento – Viento antitríptico
1.60 LEYES DE BUYS – BALLOT
Sirven, de forma empírica, aplicando los conocimientos explicados
anteriormente, para que un observador aislado en la mar pueda deducir
la posición relativa de las áreas de altas y bajas presiones.
Un observador colocado de cara al viento tendrá en el hemisferio norte
las bajas presiones a su derecha y un poco por detrás de él. En el
hemisferio sur sucederá de forma contraria, teniendo las bajas
presiones a su izquierda y un poco por detrás de él.
1.61 ESPIRAL DE EKMAN – CIRCULACION
ANTICICLONICA A DIFERENTES ALTURAS
CICLONICA
Y
Ya sabemos que debido a la disminución del rozamiento con la altura la
dirección del viento se hace paralela a la isóbaras, aproximadamente
hacia los 500 o 600 mts., de altura, reinando entonces el viento de
gradiente.
Si se representan los vectores de viento a alturas sucesivas y se unen
los extremos de los mismos se obtiene una curva que se denomina
espiral de Ekman. Dicha espiral tiene una curvatura más acusada sobre
los continentes por razón del mayor rozamiento presente sobre ellos.
103
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Fig.55 Espiral de Ekman
Ya se habló de la distribución en altura de los anticiclones y de las
borrascas, con lo que aplicando a aquello lo conocido ahora se deduce
que alrededor de los anticiclones cálidos y las borrascas frías, como la
circulación, ya sea anticiclónica o ciclónica, se refuerza con la altura, el
viento de gradiente irá creciendo en intensidad según aumenta la
elevación, manteniendo en aquellos el sentido de giro definido.
Al contrario, en los anticiclones fríos y en las borrascas cálidas, la
circulación anticiclónica y ciclónica respectivamente, disminuye con la
altura, pudiendo incluso invertirse cuando sobre el anticiclón o sobre la
borrasca de superficie exista una borrasca o un anticiclón en altura,
respectivamente. En estos casos la intensidad del viento disminuye con
la altura llegando a anularse a cierto nivel, aumentando a partir del
mismo pero en sentido contrario al que existía en superficie.
La circulación en las capas bajas, en donde se deja sentir la fuerza de
rozamiento, que desvía el viento hacia las bajas presiones, determinará
que las altas presiones expulsarán viento hacia la periferia mientras que
las bajas presiones recibirán masa de aire desde la periferia. Las
trayectorias resultantes tendrán una forma de espiral, dirigidas hacia
dentro en las bajas presiones y hacia fuera en las altas presiones.
En resumen las borrascas se comportarán como centros de
convergencia de masa de aire mientras que los anticiclones lo harán
como zonas de divergencia.
104
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Fig.56 Circulación del viento alrededor de una borrasca y de un anticiclón en el
hemisferio norte
Como desde el punto de vista del equilibrio hidrodinámico no puede
producirse acumulación de masa de aire49, el aire que entra, o que sale,
respectivamente, en los niveles bajos, debe compensarse por aire que
sale, o que entra, en los niveles altos. Así, en las bajas presiones se
producirá un movimiento de ascenso de la masa de aire mientras que
en los anticiclones se producirá el efecto contrario, y la masa de aire
descenderá. Por los fenómenos conocidos de convección y
condensación, en las borrascas se producirá abundante nubosidad y en
los anticiclones se encontrarán cielos despejados.
En resumen, la convergencia, o divergencia, en superficie, estará
acompañada por divergencia, o convergencia en altura.
Existirá, por lo tanto, un nivel medio en el que no habrá ni convergencia
ni divergencia, conocido como nivel de no divergencia, que coincide
aproximadamente con el nivel de los 500 mb, que se encuentra a unos
5.500 metros.
49
Ecuación de continuidad.
105
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Fig.57 Convergencia y divergencia a distintas alturas
1.62 VARIACION DIURNA EN LA DIRECCION E INTENSIDAD DEL
VIENTO
Siempre y cuando no existan campos definidos de presión que
produzcan una circulación general debido a ellos, la dirección e
intensidad del viento presentará una variación diurna periódica.
Con respecto a la velocidad se producirá un máximo a primeras horas
de la tarde, bajando poco a poco la intensidad hasta casi encalmarse
durante la noche, con algún pico de aumento al anochecer. Estos
máximos diurnos son imperceptibles con los vientos que acompañan al
mal tiempo, ya que quedan solapados y ocultos por los mismos, pero sin
embargo si son suficientemente acusados en los días despejados y en
las cercanías de costa. La amplitud de la curva de máximos y mínimos
es mayor en verano que en invierno.
La variación periódica de la intensidad del viento es debida al
rozamiento, el cual se transmite por efecto de la turbulencia hacia capas
más altas. Cuanto mayor sea la turbulencia tanto más alto se
transmitirá el efecto del rozamiento, La turbulencia aumenta con el
calentamiento del suelo, y dicho calentamiento es máximo al mediodía y
mínimo durante la noche.
106
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Con respecto a la variación diurna de la dirección, teniendo en cuenta
que su velocidad es mayor de día que de noche, también será mayor el
efecto de la fuerza de Coriollis de día que de noche, con lo que de día el
viento formará un ángulo con las isóbaras mayores durante el día que
por la noche.
Para regímenes de viento no afectados por la cercanía de alguna
depresión, se observa una periodicidad diurna de la dirección del viento
que depende del movimiento del Sol, soplando el viento del punto del
horizonte donde este astro se encuentra.
1.63 TERRALES Y VIRAZONES
Los vientos que soplan en las costas cuando se produce una ausencia de
gradiente de presión definido se conocen con el nombre de brisas
costeras. Los que soplan de la tierra hacia el mar se denominan
terrales, dejándose la denominación de virazones para los que soplan de
la mar hacia tierra.
Las brisas costeras se producen debido a la circulación local derivada de
los desiguales calentamientos entre la mar y la tierra, desigualdad que
es la que produce la necesaria inclinación de las isóbaras para que se
produzca viento.
Los terrales se generan durante las horas nocturnas debido a que la
tierra pierde por irradiación más calor que la mar50, con lo que el aire
que se encuentra encima de la zona terrestre está más frío que el que
descansa sobre la lámina de agua, desarrollándose una baja presión
relativa sobre la mar por tener más baja densidad. El gradiente de
presión se dirigirá desde tierra hacia la mar y el viento entonces soplará
en ese sentido.
Los virazones, por el contrario, se generan durante las horas diurnas, al
producirse el efecto contrario al definido anteriormente. La zona
terrestre se calentará con mayor rapidez que la zona marítima,
desarrollándose una baja presión relativa sobre aquella. El gradiente se
dirigirá ahora de la mar hacia tierra, por lo que el viento soplará en ese
sentido.
Las brisas costeras tendrán por tanto un carácter periódico, con
frecuencias de 12 horas, existiendo un intervalo de calmas entre los
terrales y los virazones.
Las intensidades de estas brisas nunca serán fuertes con lo que apenas
serán desviadas por la aceleración de Coriollis.
50
Recordar que la tierra tiene menor capacidad calorífica que la mar.
107
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Si el campo de las presiones está bien definido por la existencia de
perturbaciones, el régimen de brisas quedará enmascarado por el viento
de gradiente debido a aquellas.
Fig.58 Virazones y terrales
1.64 LOS EFECTOS DEL RELIEVE TERRESTRE SOBRE EL VIENTO
Cuando una masa de aire se encuentra con obstáculos del relieve
terrestre se producen dos efectos diferentes:
•
•
Efecto dinámico, que da lugar a lo que se denomina turbulencia
orográfica.
Efecto térmico, que produce las conocidas como brisas
orográficas.
Cuando una masa de aire encuentra en su camino una cadena de
montañas sucede que las líneas de corriente próximas al suelo pierden
su horizontalidad al comenzar a remontar las laderas en la zona de
barlovento. Este efecto desviador se manifiesta hasta una altura por
encima de la cadena montañosa igual a 1/3 de su altura, volviendo a ser
el flujo, a partir de esa elevación, horizontal.
Todo ello da lugar a una compresión de las líneas de flujo del fluido de
la masa de aire en la cima de la cordillera que produce un aumento de
la velocidad del viento (efecto Venturi).
108
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
En la zona de barlovento la masa de aire sube forzada por la orografía,
con velocidades crecientes de viento. En la ladera de sotavento se
produce un descenso de la masa de aire, produciéndose turbulencias y
perdiendo el régimen laminar. Se forman torbellinos y ráfagas de viento
dirigido contra la montaña, y por tanto, opuestas a la dirección general
del viento.
Si la masa de aire se dirige contra una montaña aislada, o una isla, en
vez de hacerlo contra una cordillera, aquella contorneará dicha
montaña.
La perturbación de la masa de aire en superficie tendrá una anchura que
será aproximadamente igual al diámetro de la isla o de la montaña,
siempre y cuando la altura de la misma sea al menos 1/10 del diámetro
de la base.
Por otro lado, durante el día el aire que se encuentra en la ladera de
solana de la montaña se calienta mucho más que la masa de aire que se
encuentra en la zona de valle, por lo que se producirá una baja térmica
sobre aquella haciendo que el viento fluya desde la zona de valle a la de
solana.
De noche, en cambio, se enfriará por radiación mucho más rápido la
ladera que el valle, produciéndose una zona de bajas presiones sobre el
valle, que da lugar a una corriente descendente desde la cumbre hacia
el valle.
Fig.59 La influencia orográfica en el viento
109
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1.65 EL EFECTO FÖHN
Anteriormente se ha visto la influencia de la orografía sobre la masa de
aire. Pues bien, cuando una masa de aire asciende o desciende debido a
la influencia orográfica, se producen en el seno de ella fenómenos
termodinámicos de condensación y calentamiento.
Cuando la masa de aire húmedo asciende por la ladera de una montaña
comenzará a enfriarse de acuerdo con el gradiente adiabático seco, al
no estar saturada. Cuando la masa de aire llega al nivel de
condensación se empezarán a formar nubes (nubosidad de
estancamiento). En este momento la masa de aire estará saturada y,
mientras asciende, se enfriará ahora de acuerdo al gradiente
seudoadiabático, que ya se conoce que es menor que el adiabático como
consecuencia del calor de condensación liberado al formarse las nubes.
Ya se dijo, también, que el gradiente seudoadiabático era de 0,6 ºC por
cada 100 metros de elevación, mientras que el gradiente adiabático era
de 1 ºC por cada 100 metros de elevación.
La masa de aire llegará a la cima de la montaña más frío y seco ya que
una buena parte de su humedad se la dejo en la nubosidad formada en
la ladera de barlovento, nubosidad que frecuentemente produce
precipitaciones que se denominan lluvias orográficas. Cuando la masa
de aire comienza su descenso por la ladera de sotavento se producirá
un calentamiento adiabático de acuerdo con el gradiente adiabático
seco, ya que dicha masa tendrá un contenido pequeño o casi nulo de
humedad. Cuando el aire llega a la base de la montaña, por su cara de
sotavento, lo hace a una temperatura mayor que cuando inició su
ascenso por la cara de barlovento y prácticamente estará seco.
Al fenómeno de ascenso y formación de las nubes orográficas en la cara
de barlovento se le denomina estancamiento o retención, mientras que
al descenso de la masa de aire por la cara de sotavento de la montaña
se le conoce como efecto föhn51.
Como ejemplo veamos el cómputo de temperaturas para una masa de
aire húmedo que llega a la cara de barlovento de una montaña, de
2.200 metros, con una temperatura de 27 ºC, y comienza a elevarse,
estando el nivel de condensación a 400 metros. Durante estos primeros
400 metros el aire se enfriará 4º C52. Durante los 1.800 metros
51
El fenómeno fue estudiado por primera vez en los Alpes, donde en las laderas norte de los
mismos el viento era cálido y extremadamente seco. A dicho viento se le denominó viento fon.
52
4 x 1ºC = 4ºC.
110
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restantes se enfriará 10,8 ºC53, por lo que llegará a la cumbre con 12,2
ºC. Durante su descenso se calentará 22 ºC54, por lo que llegará a la
base de la ladera de sotavento con una temperatura de 34,2 ºC.
Este efecto es de suma importancia como agente modificador del clima
en zonas locales y es permanente en ciertas regiones de la Tierra, como
por ejemplo en la cordillera de los Andes, con una disposición
perpendicular a los vientos procedentes del Pacífico. Las laderas de
sotavento de esta cordillera no recibe agua casi nunca, presentando un
clima desértico.
También se produce este efecto, en la ribera marítima del mar
Cantábrico, cuando en condiciones de vientos de SSW, estos chocan
contra la barrera de la cordillera Cantábrica.
Fig.60 Estancamiento y efecto Föhn
1.66 NUBES
Y
PRECIPITACIONES
SUBLIMACION
–
CONDENSACION
–
El agua que contiene la atmósfera puede encontrarse en cualquiera de
los tres estados físicos –sólido, líquido o gaseoso- dependiendo de la
temperatura que el aire tome a distintas alturas.
53
54
18 x 0,6ºC = 10,8ºC.
22 x 1ºC = 22ºC.
111
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Si el agua se encuentra en la atmósfera en estado gaseoso (vapor de
agua), será invisible y estará mezclada en mayor o menor cantidad con
el aire atmosférico.
Dicho vapor de agua podrá pasar del estado gaseoso al líquido mediante
el proceso conocido como condensación, o bien al estado sólido, ya sea
directamente desde el estado gaseoso, mediante el proceso denominado
sublimación, o pasando por el estado líquido primero, mediante los
procesos de condensación y congelación. Cuando el vapor de agua se
condensa o se sublima se hace visible.
Una nube es una suspensión coloidal de agua en la atmósfera, y como
tal estará formada por un determinado volumen de aire enturbiado con
vapor de agua condensado en forma de pequeñísimas gotas líquidas, o
por finísimos cristalitos de hielo, o por mezcla de ambos.
La condensación puede suceder bien sobre un cuerpo sólido o en el seno
del aire. Cuando la condensación sucede en el seno del aire se forma un
gran número de gotas minúsculas que debido a su pequeño tamaño
quedan flotando en suspensión enturbiando la masa de aire donde se
encuentran. A esa formación se le llama nube.
Cuando el proceso se realiza mediante sublimación en vez de mediante
condensación, los cristalitos de hielo en suspensión también formarán
una nube.
También puede suceder que una nube formada mediante un proceso de
condensación se encuentre posteriormente en una zona de atmósfera en
la cual la temperatura baje lo suficiente como para que aquellas gotas
en suspensión se congelen, convirtiéndose en pequeñísimas partículas
de hielo que no caerán al suelo debido a las corrientes ascendentes de
aire en el interior de la nube.
Para que una gota se forme se requiere de una pequeña partícula de
polvo, microscópica, alrededor de la cual el vapor de agua se condensa.
A dichas partículas se las denomina núcleos de condensación. Dichos
núcleos son sustancias higroscópicas, que al absorber la humedad dan
lugar a que se inicie el proceso de condensación, formándose así las
minúsculas gotas a su alrededor55.
55
Desde el punto de vista físico es imposible que puedan formarse nubes sin la existencia de
núcleos de condensación ya que si descendiera la temperatura en una masa de aire, lo suficiente
como para que se formasen pequeñas gotitas de agua, la propia tensión superficial las
comprimiría, volviéndose a evaporar. Los núcleos de condensación proporcionan a las gotas una
fuerza molecular que se opone a la tensión superficial, con lo que la gota se mantiene.
112
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1.67 FORMACION DE LAS NUBES
En las zonas donde el aire sube, cualquiera que sea la causa de su
ascenso, se formarán nubes.
Cuando el aire asciende se produce una expansión adiabática, debida a
la menor presión que va encontrando la masa de aire. Esa expansión
adiabática produce un enfriamiento. Si la masa de aire llega a alcanzar
la temperatura del punto de rocío se formarán nubes.
El ascenso de la masa de aire puede producirse fundamentalmente por
las siguientes causas:
•
•
•
Convección, producida por inestabilidad térmica.
Elevación de una masa de aire templado por encima de una cuña
de aire más frío.
Ascenso orográfico.
Cada proceso de los anteriores da lugar a la formación de tipos de
nubes característicos que se denominan, respectivamente: nubes
convectivas, nubes frontales y nubes orográficas.
•
•
Nubes convectivas: Debido a la inestabilidad atmosférica
provocada por las diferencias de temperatura en el seno de una
masa de aire, se producen gran número de corrientes ascendentes
y descendentes de ese fluido. Cuando una corriente ascendente de
aire alcanza el nivel de condensación se forma una nube. Cuanto
más grande sea la altura a la que asciende la corriente de fluido
por encima del nivel de condensación mayor será el espesor de la
nube. Así se forman las nubes conocidas como cúmulos, con
forma
algodonosa.
Si
la
corriente
ascendente
es
lo
suficientemente fuerte, transportará las gotitas ya formadas al
nivel de condensación, hasta mayores alturas, por lo que sobre
aquellas se continuará condensando más vapor y aumentarán de
tamaño. Llegará un momento en el que el tamaño de las gotas
será tal que la corriente ascendente no podrá mantenerlas y se
precipitarán hacia el suelo en forma de lluvia. Estas nubes así
formadas, de desarrollo vertical, se denominan cumulonimbos, y
son nubes con una base bastante plana y horizontal por
encontrarse el nivel de condensación a una altura constante.
Nubes frontales: Cuando se encuentran dos masas de aire con
condiciones térmicas sensiblemente diferentes, una más fría y
otra más calida, el aire caliente ascenderá por encima del aire frío.
La masa de aire caliente que asciende sobre el frío puede ocupar
una gran extensión horizontal. A medida que el aire caliente
113
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•
asciende por la pendiente o cuña que forma el aire frío irá
disminuyendo su temperatura y cuando alcanza el punto de rocío
comenzarán a formarse nubes. El proceso continuará mientras el
aire templado ascienda sobre el frío. Se forman así nubes de
desarrollo horizontal, de tipo estratiforme. Este manto de nubes
tendrá su máximo espesor en la zona más próxima a tierra, allí
donde la masa cálida comienza a subir sobre la fría. Sobre las
nubes más bajas se formarán otras medias y altas. Las nubes así
formadas irán siendo más delgadas y de color mas claro cuanto
mayor sea la altura a la que asciende la masa de aire, por lo que
en la zona más avanzada de la masa cálida, ascendente sobre la
fría, se formarán nubes dispersas a gran altura que se denominan
cirros; después de los cirros aparecerán nubes estratificadas pero
de mayor espesor conocidas como cirrostratos y altostratos,
después de las cuales vendrán las nubes de mayor espesor, ya en
la zona más próxima al comienzo de la cuña fría, que se
denominan estratos y nimbostratos, siendo en esta zona donde
aparecerán las precipitaciones.
Nubes orográficas: Ya se habló de que una masa de aire húmedo
cuando choca contra la ladera de una montaña se ve obligada a
ascender (ascenso orográfico). Cuando esa masa de aire que
asciende alcance el nivel de condensación se formarán nubes que
producirán precipitaciones en la cara de barlovento de la montaña.
Fig.61 Nubes convectivas, frontales y orográficas
1.68 DETERMINACION DEL NIVEL DE CONDENSACION
La altura a partir de la cual una masa de aire húmedo ascendente
comienza a condensar su vapor de agua se conoce como nivel de
condensación. A partir de este nivel comenzarán a formarse las nubes
convectivas.
La determinación del nivel de condensación depende del enfriamiento
adiabático del aire al elevarse y del contenido de humedad del mismo.
Se estudiará a partir de las curvas adiabáticas secas y de las
114
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equisaturadas en un diagrama de Stüve, dibujando en el mismo las
curvas de estado de la temperatura y del punto de rocío del suelo.
El nivel de condensación vendrá dado por el punto de corte entre la
equisaturada que pasa por el punto de rocío a nivel del suelo con la
curva de estado de la temperatura. El nivel así hallado corresponderá a
una presión determinada en el Diagrama de Stüve; con la presión así
hallada estableceremos la correspondencia de elevación en un diagrama
de presión – altura.
El nivel de condensación también puede hallarse de forma analítica
mediante la expresión de Henning que relaciona la temperatura (T) y la
temperatura del punto de rocío en el suelo (Td), de ecuerdo con la
siguiente ecuación.
H = 122 • (T − Td )
Siendo (H) la altura del nivel de condensación en metros.
Siempre que la inestabilidad sea lo suficientemente grande como para
que el aire que se eleva llegue hasta el nivel de condensación, se
formarán nubes. El desarrollo posterior de las mismas dependerá de la
inestabilidad que exista por encima de aquél.
Fig.62 Nivel de condensación
115
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1.69 CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES
De acuerdo con la clasificación actual de las nubes, se distinguen 10
formas principales. Los factores considerados para realizar la
clasificación son:
•
•
•
La forma de la nube.
La altura desde el suelo hasta su base.
El proceso de formación de la nube.
Pues bien, de acuerdo con su forma tendremos:
1. Nubes en montones: Son nubes de formas algodonosa, tipo
cúmulo.
2. Nubes en capas: Son nubes de desarrollo horizontal,
estratificadas.
3. Nubes en capas de montones: Son nubes mezcla de las dos
anteriores.
Fig.63 Clases de nubes
116
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De acuerdo con la altura desde el suelo hasta la base de la nube,
tendremos:
1. Nubes altas: Cuyas bases se encuentran a alturas desde el suelo
superiores a los 6.000 metros. Están formadas por cristalitos de
hielo y se denominan cirros (Ci). Tienen estructura fibrosa, con
aspecto de pluma. Son de color blanco uniforme y no presentan
sombras, excepto al atardecer o al amanecer, en cuyo momento
pueden presentar un aspecto rojizo, anaranjado o amarillento
debido a la incidencia sobre ellas de la luz del Sol. Los cirros son
delgados y dispersos, dejando ver a su través el Sol y las
estrellas, con un ligero halo. Pueden unirse, a veces, cubriendo
uniformemente el cielo. Presentan variedades tales como los
cirrocúmulos (Cc) y los cirrostratos (Cs). Los cirrocúmulos están
formados por agrupaciones de nubes tipo cirro, pequeñas y
redondeadas, parecidos a copos de color blanco y sin sombras,
distribuyéndose en grupos o líneas de aspecto rugoso, dando al
cielo una prestancia aborregada (cielo aborregado). Los
cirrostratos forman velos blancuzcos, difusos generalmente,
aunque también pueden presentar aspecto fibroso. Las nubes
altas en raras ocasiones sobrepasan los 10.000 metros, ya que a
esas alturas el contenido en vapor de agua en la atmósfera es
muy pequeño, prácticamente inexistente.
2. Nubes medias: Cuyas bases se encuentran entre los 2.000 y los
4.000 metros de altura. Debido a que los procesos de formación
de estas nubes son análogos a los de los cúmulos y estratos en
capas más bajas, se denominan igual pero anteponiendo el prefijo
alto. De esta forma se tendrán altocúmulos (Ac) y altostratos
(As). Los altocúmulos se forman mediante una capa de pequeñas
nubes de forma globular o aplanada, pudiéndose ver el cielo,
generalmente, entre las nubes, aunque, en muchas ocasiones, los
bordes de las pequeñas nubes globulares se toquen. Las nubes
agrupadas pueden presentar o no sobras, pero sus bordes serán
siempre delgados y casi transparentes. Sus tamaños varían
aunque será intermedio entre las nubecillas que forman los
cirrocúmulos y los estratocúmulos. Los altostratos conforman un
velo fibroso de color gris o azulado, parecido al de los cirrostratos
pero más espeso. No provocan fenómenos de halo y en sus
apariencias más delgadas desdibujan los contornos del Sol y de la
Luna.
3. Nubes bajas: Cuyas bases se encuentran a alturas inferiores a los
2.000 metros. Sus denominaciones principales son: Estratos (St),
estratocúmulos (Sc) y nimbostratos (Ns). Los estartos están
constituidos por una capa nubosa de baja altura y más o menos
continua, casi como una niebla, aunque nunca estas nubes
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descansan sobre el suelo. La base de estas nubes suele
encontrarse entre los 150 y los 600 metros. Los estratocúmulos
están formados por capas de nubes; son grises y sombrías en la
mayor parte de su extensión aunque presentan zonas más claras.
Los elementos nubosos componentes están más juntos que en los
altocúmulos. Las diferencias principales entre los estratocúmulos y
los cúmulos, que a veces se confunden, es que los primeros
presentan formas más irregulares y mayor extensión que los
segundos. Además los estratocúmulos suelen presentar
ondulaciones largas y paralelas que nunca se encuentran en los
cúmulos ni en los estratos. Los nimbostratos están constituidos
por nubes bajas, amorfas y muy densas de las que siempre se
desprenden precipitaciones. Tienen un color gris sombrío que
parece estar iluminado desde el interior de forma ligera. Estas
nubes suelen cubrir todo el cielo, distinguiéndose de los estratos
por ser más oscuras y de carácter amenazador. Sus
características principales son el espesor y la opacidad,
presentando también un gran desarrollo vertical, uniendose en su
parte superior a los altostratos e incluso a los cirrostratos.
4. Nubes de desarrollo vertical: Su característica principal es el gran
desarrollo vertical, con bases a poca altura y cuya parte superior
puede llegar hasta unos centenares de metros o en otras
ocasiones llegar a la troposfera. Sus formas principales son los
cúmulos (Cu), que son nubes densas, de tamaños muy variados,
con protuberancias redondeadas, de aspecto algodonoso, con
base plana, entre los 500 y los 1.500 metros, y que presentan
fuertes contraste de luz y sombra, cuya silueta se recorta
nítidamente sobre el fondo azul del cielo y los cumulonimbos (Cb),
que son masa cumuliformes muy potentes, con estructuras
superiores fibrosas y a veces con forma de yunque, formadas en
su parte inferior por gotitas de agua y en su parte superior por
cristalitos de hielo. La diferencia principal entre los cumulonimbos
y los nimbostratos radica en que la forma de los primeros se
puede distinguir perfectamente desde tierra, no sucediendo lo
mismo con los segundos. Las bases de los cumulonimbos se
encuentra entre los 500 y los 1.500 metros y son formaciones
nubosas muy activas desde el punto de vista energético,
presentando fuertes precipitaciones y descargas eléctricas. La
altura de desarrollo de un cumulonimbo dependerá de la altura a
la que se encuentre el nivel de congelación (isoterma de los 0º),
por lo que la máxima altura dependerá de la latitud y la época del
año, encontrándose los mayores cumulonimbos a la altura del
Ecuador y en verano. La masa de aire en la parte frontal de un
cumulonimbo asciende a gran velocidad, de forma casi vertical, e
inmediatamente detrás de la nube se forma una corriente
descendente que da lugar a la forma de arrollamiento que
118
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presenta la nube en su parte frontal más baja y que se extiende
en toda la anchura de la misma. Esta zona es la parte más activa
de la nube, con velocidades de masa de aire entre los 300 y 600
km/h. Son nubes especialmente peligrosas por presentar fuertes
rachas de viento con bruscos giros de dirección. Las tres fases de
la vida de un cumulonimbos son:
a. Célula: La nube presenta un desarrollo vertical pequeño.
b. Madurez: La nube parece una coliflor con protuberancias
potentes y corrientes ascendentes muy fuertes.
c. Disipación: Aparece el típico yunque fibroso, de cirros y se
comienzan a presentar corrientes descendentes.
Fig.64 Distintas fases en el desarrollo de un cumulonimbo
Para resumir, se propone un cuadro con los 10 tipos de nubes de la
clasificación internacional.
Nubes altas
Nubes medias
Nubes bajas
Nubes
de
desarrollo
vertical
ALTURA
CLASE
Más de 6.000 mts
Entre 2.500 y 6.000 mts
Menos de 2.500 mts
Desde las proximidades del
suelo hasta incluso los
6.000 mts.
Ci, Cc, Cs.
Ac, As.
Ns, St, Sc.
Cu, Cb.
Si observamos el conjunto de nubes que acompaña a una depresión
típica, veremos que aquellas aparecen siempre en el mismo orden, por
119
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lo que se pueden considerar sistemas nubosos asociados a los frentes,
los cuales serán la parte visible de la depresión.
En estos sistemas nubosos se pueden observar las siguientes zonas:
Fig.65 Sistemas nubosos
•
•
Cabeza: Es la zona anterior del sistema de nubes y que precede a
la perturbación. Es por tanto la primera que ve un observador.
Presenta nubes altas y medias. La aparición de nubes altas,
generalmente Cs, si se ve acompañada de un descenso de presión
y viento que rola en sentido contrario a las agujas del reloj, se
puede considerar como un signo claro de la proximidad de una
perturbación.
Cuerpo: Es la zona que sigue a la cabeza y constituye la parte
central del sistema nubosos. En él, las nubes medias se van
haciendo cada vez más espesas y su altura va disminuyendo
según va avanzando la perturbación. Las nubes que se encuentran
120
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•
•
•
en esta zona son As y Ns. Se presentan lluvias continuadas que
pueden alcanzar los 300 km de extensión.
Cola: Detrás del cuerpo aparece esta tercera zona que está ya
después del frente frío. Es un área de extensión considerable que
presenta nubes cumuliformes. En la misma habrá chubascos y
también claros de mayor o menor extensión. Aquí la visibilidad es
muy buena.
Márgenes: Son dos zonas que se sitúan a ambos lados del sistema
nuboso. Están formadas por nubes medias o altas.
Zona de conexión: Siempre situada a la derecha del cuerpo y
entre los dos frentes, es decir en el sector cálido. Presenta nubes
bajas y estratificadas, con frecuentes nieblas. En esta zona suele
haber un tiempo suave y húmedo.
1.70 NUBOSIDAD TOTAL O PARCIAL
La nubosidad total es la cantidad total de nubes que se observan en el
cielo, sin hacer distinción entre los distintos tipos. Se mide en optas,
siendo una okta 1/8 de cielo.
La nubosidad parcial es la fracción de cielo, también medida en optas,
cubierto por cada clase de nubes.
Con objeto de facilitar la medición, se divide el cielo en 4 cuadrantes,
con centro en el cenit del observador, representando cada cuadrante
2/8 y asignando el valor 0 para un cuadrante totalmente despejado y un
valor de 2 para un cuadrante totalmente cubierto. La suma de las cifras
anteriores correspondientes a cada cuadrante nos dará la nubosidad.
1.71 ALTURA DE LAS NUBES – ESTIMACION
Durante la navegación, la altura de las nubes se obtiene mediante
estimación. Primero, se deberá identificar la clase de nube, como alta,
media, baja o de desarrollo vertical.
Cirrocúmulos
Cirros
121
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Altocúmulos
Altostratos
Estratos
Estratos bajos
Estratocúmulos
Cúmulos
Nimbostratos
Cumulonimbos
Fig.66 Tipos de nubes
Las nubes bajas tienen las bases a alturas inferiores a los 2.000 metros.
Las nubes medias tienen sus bases a alturas comprendidas entre los
2.500 y los 4.000 metros. Las nubes altas tienen sus bases por encima
de los 6.000 metros. Las nubes de desarrollo vertical pueden presentar
alturas muy diversas de sus bases, dependiendo del tipo y del desarrollo
conseguido.
122
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En términos generales, podemos utilizar la siguiente tabla:
Cúmulos
Estratocúmulos
Estratos
Nimbostratos
Cumulonimbos
De 700 a 1.700 metros
De 500 a 1.700 metros
Por debajo de los 300 metros
De 150 a 2.000 metros
De 300 a 1.700 metros
1.72 DEFINICION Y CLASIFICACION DE LOS HIDROMETEOROS
Debido a la presencia de vapor de agua en la atmósfera, sabemos que
se pueden producir fenómenos de condensación o sublimación que se
conocen con el nombre de meteoros acuosos o hidrometeoros.
Se denomina precipitación a la caída de productos provenientes de la
sublimación o condensación del vapor de agua, cuando llegan al suelo
con una velocidad apreciable.
Los hidrometeoros se clasifican en tres grandes grupos en función de
cómo se hayan formado:
•
•
•
Hidrometeoros anafrontales: Formados por el ascenso suave de
una masa de aire relativamente cálido sobre una masa de aire, en
forma de cuña, más fría que se retira. Las precipitaciones
derivadas comprenden la lluvia y la nieve, cayendo de forma
uniforme desde una capa nubosa contínua y extensa de
nimbostratos.
Hidrometeoros de masa de aire estable: Proceden de masas de
aire con estratificación estable. Las precipitaciones derivadas son
la llovizna, granos de hielo, nieves granuladas. Suelen presentar
nieblas y neblinas.
Hidrometeoros de masa de aire inestable: Proceden de masas de
aire con estratificación inestable y originan los fenómenos más
violentos como chubascos, granizo, pedrisco, etc.
Al resto de los hidrometeoros, como puedan ser el rocío, escarcha,
ventisca, calina, helada……, se les agrupa bajo la denominación genérica
de hidrometeoros especiales.
Vamos a definir algunos de los hidrometeros más importantes.
•
56
Llovizna: Precipitación uniforme que está compuesta por
numerosísimas gotas muy pequeñas de agua, con diámetro
inferior a 0,5 mm., y que parece que flotan en el aire56. Procede
de capas bajas de estratos y a veces las gotas son tan pequeñas
Caen siempre a una velocidad menos de 3 m/s.
123
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•
•
•
•
•
que se hace difícil distinguir la niebla o la neblina de la llovizna. A
pesar de esto, la llovizna suele ser tan densa que puede alcanzar
volúmenes de agua importantes.
Lluvia: Es una precipitación de gotas de agua que en su mayor
parte son mayores de 0,5 mm., de diámetro y que caen a
velocidades mayores de 3 m/s. Al contrario que la llovizna, que se
forma en capas bajas de estratos, la lluvia puede formarse en
nubes situadas a bastante altura y caen atravesando una capa de
aire relativamente seco, con lo que algunas de las gotas se
evaporan antes de alcanzar el suelo. A veces, este proceso de
evaporación durante la caída de la precipitación afecta a todas las
gotas con lo que la lluvia no alcanza el suelo. Se puede decir,
entonces, que el proceso de precipitación no ha sido muy activo.
Si las gotas son suficientemente grandes y numerosas como para
llegar al suelo se podrá decir que el proceso ha sido activo y
deducir que las nubes son de gran espesor, habiendo atravesado
las gotas capas de aire relativamente húmedas.
Chubasco: Son precipitaciones de agua que se producen
presentando un inicio y un fin brusco, con variaciones rápidas en
intensidad. El cielo presentará intervalos de claros amplios con
sucesión de nubes amenazadoras, luciendo el Sol con gran
intensidad en los períodos de claros. Van acompañados con
variaciones bruscas en la intensidad y dirección del viento.
Aunque producen precipitaciones cortas en el tiempo la cantidad
de agua precipitada suele ser importante.
Rocío: Son gotas de agua formadas sobre superficies,
generalmente horizontales, que se enfrían debido a la radiación
nocturna, lo que produce una condensación directa del vapor de
agua almacenado en el aire adyacente a dichas superficies. Es
evidente que, para que se forme rocío, las superficies
mencionadas deben alcanzar una temperatura inferior a la
temperatura del punto de rocío. Generalmente se produce al
amanecer y fundamentalmente después de noches despejadas en
las que el proceso de enfriamiento por radiación es más acusado.
No se produce casi nunca durante el invierno o el verano,
apareciendo con frecuencia en primavera y otoño.
Lluvia helada: Es una capa de hielo homogénea y transparente
formada sobre superficies muy frías alcanzadas por gotas de
lluvia, llovizna o niebla, que se hielan al tocar aquellas.
Nieve: Es la precipitación de hielo cristalizado en forma de
pequeñas estrellas hexagonales ramificadas. Cuando se condensa
el vapor de agua en una masa de aire descendente que llega a
una zona donde la temperatura es inferior a 0º C, en vez de
formarse gotas de agua se forman cristales de hielo, los cuales
pueden quedarse flotando en el aire o agruparse formando copos
que cuando alcanzan un tamaño suficiente caen al suelo.
124
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•
•
•
•
•
Granizo: Son granos de hielo, generalmente esféricos,
constituidos por un núcleo de granizo blando envuelto por una fina
capa de hielo. Generalmente cae a temperaturas superiores a los
0º C, por lo que es una precipitación húmeda, y va acompañado
casi siempre de lluvia. Suele proceder de nubes del tipo
cumulonimbo, acompañando a las tormentas. Suele suceder en
verano y en regiones cálidas.
Escarcha: Se forma mediante un proceso similar al del rocío, pero
con temperaturas de punto de rocío por debajo de los 0º C, con lo
que el vapor de agua en vez de condensarse se sublima.
Cenceñada: También llamado niebla helada, es una capa blanca
formada por cristales de hielo y que se produce cuando existe
niebla que está a menos de 0º C, es decir en estado de subfusión,
y que al tocar los objetos, especialmente sus bordes, se deposita
sobre ellos.
Helada: Es la congelación directa de la humedad del suelo
formando una capa vidriosa que puede tener considerables
espesor.
Ventisca: También llamada cellisca. Nos es una precipitación en
sentido estricto ya que se trata de nieve levantada del suelo por
efecto del viento, provocando una reducción importante de la
visibilidad.
1.73 PROCESO DE FORMACION DE LAS PRECIPITACIONES
Para que se formen precipitaciones es condición necesaria, pero no
suficiente, el que haya nubes.
Ya se dijo que las nubes están formadas por gotas de agua muy
pequeñas o cristalitos de hielo, con diámetros mínimos del orden de la
centésima de milímetro. Sin embargo, las gotas que forman la lluvia
tienen diámetros mucho más grandes, del orden de 1 a 6 mm.
Las pequeñas gotitas que forman las nubes son una ínfima parte del
volumen total de la nube, siendo su peso de algunos gramos por metro
cúbico. Por esto, la velocidad de caída de esas gotitas es tan pequeña
que cualquier corriente ascendente dentro de la nube las mantendrá en
suspensión.
La formación de las gotas grandes que conforman las precipitaciones se
efectúa de acuerdo a dos procesos:
•
Proceso de formación de cristales de hielo: Cuando una masa de
aire asciende va encontrando zonas de menor presión por lo que
se expansiona, lo que provoca un enfriamiento de la misma y un
aumento de su humedad relativa. Llegará un punto en el que la
125
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•
masa de aire alcance la saturación formándose una nube. Las
pequeñas gotas que forman la nube se congelarán a temperaturas
bastante por debajo de los 0º C, que solo se alcanzarán a alturas
considerables. Cuando la temperatura oscila entre los 0º C y los –
12º C, las nubes estarán formadas por gotas de agua, entre los –
12º C y los – 30º C, estará formadas por una mezcla de gotitas de
agua y cristales muy pequeños de hielo, por debajo de los – 30º
C, estarán totalmente compuestas de cristalitos de hielo (cirros).
En esa capa intermedia compuesta de gotitas de agua y cristalitos
de hielo se produce un fenómeno curioso, derivado de las
diferencias entre la tensión de saturación del vapor sobre el agua
y sobre el hielo, siendo esta última tensión menor, de forma que
el aire de la nube no está totalmente saturado con respecto al
agua pero si lo estará con respecto al hielo. Esto provoca que
sobre las gotas de agua se produzca una pequeña evaporación
mientras que sobre los cristales de hielo haya condensación,
creciendo éstos con respecto a aquellas. Debido a esto, los
cristales de hielo crecerán en tamaño, pesarán más y caerán.
Proceso de captura: Cada vez que una gotita, como las producidas
por el efecto anterior, cae a través de las otras, desplazará a las
más pequeñas pero capturará a las más grandes que se encuentre
en su movimiento descendente, con lo que cada vez crecerá más
y aumentará su velocidad de caída. Este proceso se denomina
captura directa. Adicionalmente, cuando se produce la caída de la
gota, tras de si queda una estela en la que la resistencia del aire
ha quedado disminuida, por lo que otras gotas de más o menos
igual tamaño, literalmente caen sobre la principal, que aumenta
así de tamaño. Este proceso se denomina captura indirecta.
Cuando las nubes se encuentran en latitudes medias y altas, el
nivel de congelación se encuentra tan bajo que el proceso de los
cristales de hielo reviste suma importancia en el proceso de
formación de gotas de lluvia. Para otras latitudes el proceso de
captura es el generador de gotas suficientemente grandes para
que caigan como lluvia.
Fig.67 Formación gotas de lluvia
126
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1.74 DISTRIBUCION GEOGRAFICA DE LAS PRECIPITACIONES
La distribución de las precipitaciones sobre la superficie terrestre
depende fundamentalmente de la latitud, de la distribución de océanos
y continentes y de la orografía de estos últimos, por lo que presenta
modelos muy complejos.
Es en las regiones ecuatoriales donde más agua suele caer, con alturas
medias anuales del orden de los 3 metros o superiores. Sin embargo, en
las regiones próximas al ecuador, en ambos hemisferios, la cantidad
recogida de agua al año presenta medias muy escasas, del orden de los
100 mm. Para latitudes medias y altas, se producen variaciones en las
cantidades recogidas, entre los 500 y los 1000 mm. Las zonas polares
reciben precipitaciones escasas, generalmente en forma de nieve, con
medias de unos 200 mm.
Para las precipitaciones medias en los océanos, se observa en el
Atlántico una región de elevada frecuencia de lluvias57 en la región de
las calmas ecuatoriales, que se encuentra hacia los 25º de longitud
oeste, desplazándose unos 5º de latitud entre enero y julio. Al norte y
sur de esta zona disminuye la frecuencia de precipitaciones, sobre todo
cerca de la costa africana. Según vamos subiendo en latitud y se pasa
de la zona de los anticiclones subtropicales a la de depresiones móviles
en la zona templada, vuelve a aumentar la frecuencia de
precipitaciones, sobre todo en invierno.
En el Pacífico occidental, sucede algo parecido a lo que ocurre en el
Atlántico, encontrándose una zona de elevada frecuencia de lluvias en la
región de las calmas ecuatoriales, diferenciándose de la región existente
en el Atlántico en que su desplazamiento estacional en latitud es muy
pequeño. La distribución en el Pacífico oriental es más irregular debido
fundamentalmente a las lluvias orográficas que se encuentran en las
Indias Orientales y en las Filipinas, y a los cambios ocasionados por el
monzón de verano, del SW, y de invierno, del NE.
En el océano Indico se observa una extensa zona de precipitaciones en
las proximidades del Ecuador, debida a la interacción entre los alisios
del SE y la prolongación a través del Ecuador del monzón del NE, en el
invierno (meses de enero a marzo principalmente). Las precipitaciones
disminuyen de forma sustancial en el Mar Arábigo y Golfo de Bengala.
También las precipitaciones disminuyen hacia el sur, en las regiones de
los anticiclones subtropicales del hemisferio sur, con más intensidad en
57
Debido a la dificultad de las observaciones (se realizan en zonas puntuales por barcos
meteorológicos generalmente), no se miden cantidades sino frecuencias de ocurrencia. Este
sistema proporciona unas curvas de frecuencia de ocurrencia de lluvia denominadas isopletas.
127
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la zona del NW de Australia y al W del África Sudoccidental, volviendo a
aumentar la frecuencia de precipitaciones en las regiones de paso de las
depresiones móviles en la zona templada.
Al entablarse el monzón de verano aumenta en gran medida la
frecuencia de las precipitaciones sobre las costas de barlovento de la
India y Birmania.
1.75 DEFINICION DE NIEBLA Y CLASIFICACION
La niebla es una nube baja formada al nivel del suelo y que envuelve al
observador. La formación, al igual que cualquier nube, es debida a la
condensación, sobre núcleos higroscópicos, del vapor de agua contenido
en la atmósfera, cuando la humedad relativa de la masa de aire se
acerca al 100%.
Para alcanzar la humedad relativa necesaria que propicie la formación
de niebla, deberán producirse, como siempre, alguno de los procesos
que se citan a continuación:
•
•
•
Un enfriamiento del aire: Es al caso más frecuente.
Un aumento de evaporación.
Ambos efectos simultáneamente.
La niebla afecta a la visibilidad y se ha dado en definir aquella en
función de ésta, Así:
•
•
•
Cuando la visibilidad horizontal queda disminuida a una distancia
igual o inferior a 1 km., fenómeno se denomina niebla.
Cuando la visibilidad horizontal es superior a 1 km., e inferior a 2
km., el fenómeno se denomina neblina.
Cuando la visibilidad horizontal es superior a 2 km., e inferior a 10
km., el fenómeno se denomina bruma.
Cuando la opacidad del aire es causada por partículas sólidas en
suspensión, tales como polvo, arena, sales, etc., el fenómeno se
denomina calima.
Cuando la visibilidad es mayor de 10 km., se considera que aquella es
buena.
128
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CONDICION DE NIEBLA
Niebla muy espesa
Niebla espesa
Niebla regular
Niebla moderada
Neblina
Bruma
VISIBILIDAD
< 50 metros
Entre 50 y 200 metros
Entre 200 y 500 metros
Entre 500 y 1.000 metros
Entre 1 y 2 km.
Entre 2 y 10 km.
Como se dijo, el aire no saturado puede llegar a la saturación mediante
tres procesos, a saber, por enfriamiento, por evaporación y por mezcla
de ambos. En función de lo anterior se distinguirán:
•
•
•
Nieblas de enfriamiento.
Nieblas de evaporación.
Nieblas de mezcla.
En general, en la formación de nieblas intervienen los tres procesos
mencionados, aunque es solo uno de ellos el predominante.
•
Nieblas de enfriamiento:
La temperatura del aire puede disminuir ya sea porque se extrae calor
de la masa de aire o porque ésta se expansione adiabáticamente debido
a un ascenso. Cuando lo que sucede es que se extrae calor del aire, se
forman las llamadas nieblas de radiación, producidas fundamentalmente
por el enfriamiento de la masa de aire situado inmediatamente encima
de un terreno frío. Son nieblas que se forman casi siempre sobre tierra
y de madrugada, como consecuencia de la radiación de calor de la
superficie terrestre a lo largo de la noche. Sin embargo, sobre la
superficie del mar no se forman esta clase de nieblas debido a que el
mar apenas experimenta variación diurna de la temperatura. En
cualquier caso, las nieblas de radiación formadas en tierra, en las
proximidades de la costa, pueden desplazarse mar adentro.
En otros casos, el enfriamiento de la masa de aire se debe a que ésta se
desplaza sobre una superficie que relativamente está más fría. A estas
nieblas se las denomina nieblas de advección y son las que con mayor
frecuencia se forman en la mar.
Cuando el enfriamiento de la masa de aire se produce por una
expansión adiabática debida a un ascenso de aquella, se forman las
llamadas nieblas orográficas o de montaña. La masa de aire es obligada
a subir debido al relieve orográfico, disminuyendo su temperatura y
formando nieblas.
129
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•
Nieblas de evaporación:
Supongamos una masa de agua que se encuentra a una temperatura
Ta, a la que corresponde una tensión de vapor saturante Ea.
Supongamos que la masa de aire situado sobre dicha masa de agua se
encuentra a una temperatura T a la que corresponde una tensión de
vapor saturante E.
Si dicha masa de aire no se encuentra saturada, su tensión real de
vapor será (e) < E. Si además la temperatura del agua es mayor que la
del aire (Ta > T) se tendrá que (Ea > E > e); siendo la evaporación del
agua proporcional a la diferencia (Ea – e). El proceso de evaporación
continuará hasta que la anterior diferencia se anule, es decir hasta que
Ea = E = e.
Cuando lo anterior suceda la tensión real de vapor (e) de la masa de
aire sería mayor que el valor saturante (E), con lo que el aire se
encontraría sobresaturado condensándose el sobrante en forma de
niebla. Resumiendo, se puede formar este tipo de niebla cuando el agua
relativamente templada se evapora sobre aire más frío. Estas nieblas de
evaporación pueden formarse bien cuando una corriente de aire frío
sopla sobre una masa de agua más templada, denominándose entonces
nieblas de vapor, y solo se producen cuando el contraste de
temperaturas es elevado, o bien cuando la lluvia procedente de una
capa superior de aire templado cae, evaporándose mientras atraviesa
una capa de aire más frío que se encuentra cerca de la superficie
terrestre, denominándose entonces nieblas frontales.
•
Nieblas de mezcla:
La niebla en este caso se forma cuando se encuentran dos masas de
aire de distinta naturaleza. Por ejemplo, una corriente de aire templado
y húmedo se encuentra con una corriente de aire frío; esta última
enfriará el aire húmedo y templado en la zona de mezcla de ambas
masas. Cuando la diferencia de temperaturas entre ambas y el
contenido de humedad de la masa templada es suficiente, se formará
niebla.
130
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Fig.68 Formación de niebla de mezcla
En la figura anterior observamos una masa de aire A, con unas
condiciones de masa fría y seca, y una B, cálida y húmeda. Cuando las
dos masas se mezclan horizontalmente, de forma que no se producen
cambios de presión, el aire mezclado tendrá una temperatura y una
tensión de vapor aproximadamente igual al promedio de las tensiones y
temperaturas de las masas mezcladas. En la figura la mezcla queda
representada por la masa C, situada hacia la mitad de la línea de unión
de las masas A y B en el gráfico. Esta masa C se encuentra a la
izquierda de la curva de saturación, por lo que esta sobresaturada. El
sobrante de humedad, representado por la línea QT se condensa
formando niebla. Lo anterior sucede sobre el mar, donde se puede
producir esa mezcla horizontal de las masas de aire. Sin embargo, en
tierra, las diferencias orográficas dan lugar a que se produzca también
mezcla vertical, lo cual impide la formación de niebla en las capas bajas
y favorece la formación de nubes en las altas.
131
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Formación
de
las
nieblas:
Proceso
Nieblas
Nieblas
Nieblas
Nieblas
Nieblas
Nieblas
Enfriamiento
Evaporación
Mezcla
de radiación
de advección
orográficas
de vapor
frontales
de mezcla
1.76 ALGO MAS SOBRE DETERMINADOS TIPOS DE NIEBLAS
Se dijo que las nieblas de radiación se debían al enfriamiento del suelo
durante la noche. Este enfriamiento se transmite por irradiación a la
masa de aire inmediatamente encima, por lo que generalmente estas
nieblas se originan sobre tierras bajas, durante el otoño y el invierno en
latitudes medias. Cuando las noches son claras y sin viento, el
enfriamiento nocturno podrá llegar a ser muy intenso y se extenderá
lentamente en altura; de esta forma la capa de aire en contacto con el
suelo puede llegar a bajar su temperatura por debajo del punto de
rocío, formándose niebla densa y de poca extensión vertical.
Cuando en las mismas condiciones, sopla una ligera brisa, la turbulencia
provocada dará lugar a que el enfriamiento se reparta en una mayor
altura, con lo que la niebla formada será menos densa pero de mayor
extensión vertical. Por tanto, las condiciones para la formación de este
tipo de nieblas son cielo despejado, viento en calma o ligera brisa en
superficie, alto contenido en humedad de las capas inferiores de la masa
de aire y superficie del suelo fría y húmeda. Dichos requisitos se
cumplen en los anticiclones continentales de invierno, donde el aire
queda estancado por falta de gradiente de presión y al no existir nubes
la irradiación del suelo es muy alta. Las nieblas de radiación pueden
llegar al mar, aunque debido a que la masa de agua está mucho más
templada que la tierra, estas nieblas se desvanecen rápidamente
aquella y raras veces llegan a adentrarse a más de 10 millas.
Las nieblas de advección, o de mar, se forman cuando una masa de aire
húmedo y templado se mueve sobre una superficie cuya temperatura es
inferior al punto de rocío de la citada masa de aire. Estas nieblas
pueden formarse bien sobre el mar o sobre tierra. Si en aquellas
condiciones se levanta viento que provoca turbulencia, se elevará el
nivel de condensación formándose nubes en vez de nieblas. Los vientos
más adecuados en intensidad para la formación de estas nieblas están
dentro del orden de los 5 a los 15 nudos. Estas nieblas se forman tanto
de día como de noche y suelen ser bastante persistentes. Ya que esta
niebla es debida a la frialdad del agua el mejor medio para escapar de
ella es poner rumbo hacia aguas más templadas, o lo que es lo mismo,
nos aproaremos al viento. Son las nieblas más frecuentes en la mar.
132
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La formación de las nieblas frontales es una parte de niebla de mezcla y
una parte de niebla de evaporación, originándose frecuentemente en las
proximidades de una oclusión o por delante de un frente cálido, debido
a la evaporación de la llovizna y el enfriamiento que ello produce en el
aire a través del cual están cayendo las gotas que se evaporan. Son
nieblas también frecuentes en la mar, alcanzan extensiones como
máximo de unos 50 km, son de tipo transitorio y se mueven con el
viento que sopla detrás de ellas.
1.77 EVOLUCION DIURNA DE LA NIEBLA
Las nieblas de mar se van disipando a medida que se van desplazando
sobre aguas más templadas, debido a que se va elevando la
temperatura de la masa de aire que se encuentra encima por encima del
punto de rocío y además se producen fenómenos de convección.
Las nieblas de radiación se disipan cuando el Sol alcanza suficiente
altura58 como para que sus rayos penetren la misma elevando la
temperatura del terreno que se encuentra debajo por lo que la masa de
aire encima también aumentará la temperatura deshaciéndose la niebla.
También desaparecerá cuando se desplace sobre agua relativamente
templada.
En aquellos lugares donde la temperatura del agua del mar es irregular
debido a las corrientes de marea y bajos, la niebla se presentará con
frecuencia en forma de parches, encontrándose las cerrazones donde el
agua es relativamente fría.
Cuando el viento aumenta hasta fuerza 4 o más, la niebla se disipa. La
turbulencia del viento mezcla completamente la masa de aire en una
zona de gran espesor con lo que llega a superficie aire relativamente
seco procedente de capas altas.
1.78 DISTRIBUCION GEOGRÁFICA DE LA NIEBLA
Debido a la variedad de causas implícitas en la formación de nieblas,
éstas se pueden encontrar en cualquier región del planeta. Sin
embargo, la frecuencia y época de aparición varían de forma
considerable.
Son raras las nieblas en las regiones tropicales y subtropicales debido a
que raramente se producen las condiciones idóneas para su aparición.
58
Aproximadamente unos 20º.
133
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Las regiones con frecuencia de aparición de niebla más elevada son:
•
•
•
•
Regiones polares durante el verano, debido a que sobre ellas se
centran en ésa época núcleos de bajas presiones y los vientos del
sur que generan traen consigo masas de aire húmedo y templado
que se enfrían al contacto con la masa de agua y dan lugar a la
formación de nieblas.
Pacífico noroeste, debido a la corriente templada de Kuro Shio
que, con dirección NE a través del Pacífico, se encuentra con la
corriente fría de KamchatkaK. Con los vientos del Sur, templados
y cargados de humedad, que se entablan en verano, al
encontrarse con aquella corriente fría, provocan la aparición de
nieblas. En invierno, los vientos pasan a soplar del NW, siendo
más fríos y secos, con lo que la aparición de nieblas disminuye.
Terranova, debido a la corriente fría de Labrador, que fluye hacia
el Sur y se encuentra con la corriente cálida del Golfo. En verano,
los vientos del Sur están cargados de humedad y son cálidos; al
encontrarse con la corriente fría dan lugar a la aparición de
nieblas. En invierno, en cambio, los vientos suelen soplar del W o
NW, son mucho más fríos y secos y la frecuencia de aparición de
nieblas es mucho menor.
Costas occidentales de los continentes subtropicales (Marruecos y
costa sudoccidental de África, Chile, California). En estas costas,
debido a los alisios, se produce una renovación superficial del
agua, que es sustituida por agua profunda y más fría. Cuanto más
suben en intensidad los alisios más fuerte es este fenómeno y más
frecuencia de aparición de nieblas.
1.79 INFLUENCIA DE LA NIEBLA EN LA NAVEGACION
La niebla representa un fenómeno que puede ser muy peligroso para la
navegación, por lo que el marino deberá estar atento a los indicios que
puedan presumir la aparición de la misma.
Cuando la temperatura del agua del mar descienda por debajo del punto
de rocío de la masa de aire, la niebla, con una gran probabilidad,
aparecerá.
Las temperaturas del mar y del aire deben observarse a intervalos de
unas 6 millas, calculando los puntos de rocío y trazando un gráfico que
represente la variación de dicho punto de rocío y la temperatura del
agua del mar.
El punto de rocío puede hallarse mediante tablas, aunque para
temperaturas de hasta 16ºC se puede realizar un cálculo aproximado,
134
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considerando que el punto de rocío estará tantos grados por debajo de
la temperatura del termómetro húmedo que éste lo está por debajo del
seco. Por ejemplo, si el termómetro seco marca 12ºC y el húmedo 8ºC,
el punto de rocío estará en 4ºC.
Si observando el gráfico realizado de variación del punto de rocío contra
variación de temperatura del agua del mar, se manifiesta que las curvas
convergen, se podrá deducir la aparición de niebla en el momento que
ambas se corten.
Fig.69 Predicción de la niebla
La altura de la niebla podrá variar considerablemente desde unos 4
metros hasta los 400 metros, en función del tipo de niebla y las causas
de formación.
Las nieblas de advección varían considerablemente en altura, pudiendo
tener desde unos pocos de metros a varios cientos.
Las nieblas de radiación sobre la mar duran muy poco tiempo,
tendiendo a disiparse con rapidez.
Las nieblas frontales se suelen extender a gran altura.
Todos estos determinantes deberán tenerse en cuenta a la hora de
posicionar un serviola y la altura a la que será conveniente situarlo.
135
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Cuando se utiliza radar para navegar con niebla se deberá tener en
consideración que se podrá esperar una disminución de su alcance
debido a la existencia de condiciones favorables para que se produzca
subrefracción59 y también debido a la absorción de potencia radiada por
las gotitas de agua.
1.80 VISIBILIDAD
La visibilidad dependerá del grado de transparencia del aire y
determinará la mayor o menor distancia a la que pueden verse los
objetos.
La visibilidad, además, constituye un elemento de juicio que permite
contribuir a la diferenciación de las distintas masas de aire.
Desde el punto de vista teórico el alcance de la visibilidad solo
dependería de la esfericidad de la tierra y de la altura del observador y
del objeto observado, si la pureza del aire fuese del 100%.
De esta forma, la visibilidad se podrá medir midiendo la distancia del
objeto más lejano que puede observarse. En la mar, en algunas
ocasiones es difícil determinar con precisión la visibilidad por no tener
objetos de referencia visibles.
Durante la noche es difícil estimar la visibilidad ya que la distancia a la
que se verá un objeto dependerá de su intensidad lumínica. Cualquier
enturbiamiento del aire durante la noche puede ser notado por la
aparición de un halo alrededor de las luces de navegación.
La nitidez con que se pueden ver los objetos, o la propia línea del
horizonte, sobre el éste es de gran importancia para el marino. En
función de este grado de nitidez y de la coloración que presenta el
horizonte tendremos:
•
•
•
•
59
Horizontes claros o despejados: Hay un grado de nitidez máximo.
Horizontes tomados: La línea del horizonte queda difuminada por
la presencia de nubes o bruma.
Horizontes cerrados: No se puede ver línea de separación entre el
mar y el cielo debido a la presencia de niebla.
Horizontes foscos: Presentan aspecto amenazador debido a los
nubarrones que hacen que, además, la mar adquiera un color
oscuro.
Hay una disminución de la temperatura con la altura superior a la normal.
136
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En algunas regiones del planeta la visibilidad puede quedar reducida
debido a la presencia de polvo o arena flotando en la atmósfera.
1.81 FACTORES QUE INFLUYEN EN LA VISIBILIDAD
En la visibilidad influyen factores tan diversos como el estado del cielo,
la posición donde está situado el observador, la posición del foco
luminoso y el objeto, la intensidad de iluminación en función de la hora
del día, etc.
Si consideramos un foco luminoso cuyos rayos son los indicados por la
figura a continuación, el alcance máximo de la visibilidad en todo el
horizonte para un observador situado en O queda representado por la
curva ABCDEFGH, en la que se puede ver la máxima y la mínima
distancia de visibilidad, con 4 máximos y 4 mínimos.
Fig.70 Visibilidad horizontal - Variación
En función de la época del año, en general, la mayor visibilidad
corresponde al mes de abril y mayo, siendo la mínima en diciembre y
enero. Esto es debido a la humedad relativa, cuyo mínimo proporciona
un máximo de visibilidad.
137
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Por otro lado, cuanto mayor es el gradiente vertical de temperatura en
las capas bajas de la atmósfera mayor es la visibilidad, debido a las
fuertes corrientes verticales de la masa de aire que impide el depósito
de partículas en las capas bajas. Por ello, la visibilidad estará
relacionada con la cantidad de humedad y el viento, en la siguiente
forma:
VISIBILIDAD
Disminuye
Disminuye
Aumenta
Aumenta
CUANDO HUMEDAD
RELATIVA…..
Aumenta
No varía
No varía
Disminuye
Y VIENTO……
No varía
Disminuye
Aumenta
No varía
1.82 ESPEJISMOS
Cuando se producen distribuciones irregulares de la densidad en las
capas bajas de la masa de aire, ocurren refracciones anormales de la luz
que dan lugar a que los objetos lejanos aparezcan deformados, o
reflejados en una capa de agua imaginaria o más altos, como si tuvieran
un espejo encima.
Cuando las condiciones de la masa de aire situado justamente encima
de la superficie terrestre es anormalmente frío, la densidad de dicha
masa de aire disminuirá muy rápidamente con la altura, con una
modificación importante del índice de refracción. De esta forma los
rayos luminosos de objetos situados por debajo del horizonte del
observador, se recurvan pudiendo verse a distancias a las que en
condiciones normales no se observarían. Se produce de este modo lo
que se conoce como espejismo en altura, y por el cual los objetos se
verán a una altura superior a la que verdaderamente tienen sobre el
horizonte
Cuando se dan condiciones inversas a las mencionadas, con
temperaturas excesivamente altas en la superficie, la refracción produce
el fenómeno contrario, disminuyendo la altura de los objetos. Este
espejismo, denominado inferior, se observa en raras ocasiones en la
mar aunque es frecuente sobre tierra.
138
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Fig.70 Espejismo en altura
1.83 HALO
Es un anillo luminoso, blanquecino que tiene centro en el Sol o en la
Luna. Se forman por refracción de la luz del Sol o de la Luna sobre los
cristales de hielo de las nubes altas.
Los halos completos son fenómenos que solo se observan en ocasiones
excepcionales. En general se observan simultáneamente otros
fenómenos análogos en diversas partes del cielo, que no llegan a formar
anillos completos o imágenes difusas del Sol o la Luna.
Los únicos círculos completos observables son los halos de 22º de radio,
llamado halo ordinario, y de 46º de radio, llamado halo extraordinario.
El fenómeno compuesto es el halo completo.
Fig.71 Halos de Sol y Luna
139
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1.84 CORONA
Son uno o más anillos coloreados formados alrededor del Sol o de la
Luna cuando estos astros se encuentran tapados por nubes bajas y
delgadas, tipo As, de forma que una parte de la luz pase a través de las
mismas. Se distinguen del halo por ser de menor tamaño, como mucho
de 2º a 3º de diámetro y porque los colores presentan resplandores
blanco azulados o amarillentos. El resplandor interior y el anillo rojizo
forman lo que se conoce como aureola. Por fuera de la aureola se ven
anillos coloreados en forma inversa a los del halo, con los violetas o
azules más próximos al Sol y los rojos más lejos.
Fig.72 Coronas de Sol
1.85 ARCO IRIS
Son arcos luminosos observados sobre una cortina de lluvia cuando el
Sol o la Luna están despejados.
Suelen presentarse varios arcos iris siendo el arco principal el que
descompone la luz formando todos los colores del espectro, con el rojo
en la parte exterior del arco. Unidos a la parte interior del arco principal
suelen encontrarse uno o dos arcos menos brillantes con los colores
dispuestos en el mismo orden aunque no suelen presentar toda la
gama, siendo generalmente rojos y verdes.
Concéntrico con el arco principal y a unos 9º por fuera de él suele,
también, aparecer el arco secundario, con toda la gama de colores pero
en orden inverso.
El arco iris se forma por la reflexión de la luz en las gotas de agua, con
refracciones en el interior de cada gota, que producen la
descomposición de la luz.
140
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Fig.73 Arco iris
1.86 RAYO VERDE
En el último momento del ocaso, el pequeño segmento de arco solar
que desaparece en el último momento puede volverse de color verde
esmeralda o azulado. El fenómeno dura un instante y se conoce como
rayo verde. Se produce por la desigual refracción de los diferentes
colores que forman la luz blanca cuando el Sol se encuentra a una altura
muy baja.
Fig.74 Rayo verde
1.87 RAYO, RELÁMPAGO, TRUENO
Al desarrollarse nubes de gran espesor debido a las intensas corrientes
verticales de aire muy inestable, la fuerte convección que tiene lugar en
el interior de esas nubes da lugar a que se formen cargas eléctricas
localizadas que pueden alcanzar diferencias de potencial enormes. Estas
diferencias de potencial pueden provocar descargas eléctricas entre
zonas de la misma nube, entre nubes distintas o entre nubes y tierra.
Cuando las gotas de agua contenidas en una nube alcanzan su tamaño
crítico60, se rompen debido a las corrientes ascendentes de aire. Esta
rotura induce una carga positiva en las gotas y una carga negativa en el
aire que la rodea, que asciende hasta la parte superior de la nube.
60
Unos 6 mm.
141
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Cuando la diferencia de potencial alcanza el valor suficiente se producen
descargas que se denominan rayos. Cuando salta el rayo se provoca
una repentina expansión y posterior contracción del aire que se ha
calentado a lo largo de la trayectoria del rayo, produciéndose así lo que
se conoce como trueno.
El relámpago es el fenómeno luminoso que acompaña al rayo, con una
luminosidad de color blanco o blanco azulado.
Fig.75 Rayo
1.88 FUEGO DE SAN TELMO
En la mar, con tormentas fuertes, pueden desarrollarse diferencias de
potencial suficientes entre el buque y el aire alrededor de éste o las
nubes. La electricidad estática acumulada se descarga por los extremos
de los palos, mástiles, antenas, etc.
1.89 INFLUENCIA DE LA ELECTRICIDAD ATMOSFERICA EN LAS
TRANSMISIONES RADIOELECTRICAS
Ya se habló de las distintas capas atmosféricas desde el punto de vista
de la conductibilidad eléctrica, en función de la ionización de las
partículas del aire.
La parte baja de la atmósfera constituye una capa que es un excelente
aislante eléctrico, con conductividades muy bajas.
142
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Por el contrario, la ionización de las capas altas hace de estas éstas
excelentes conductores con máximos de conductividad en las capas D, E
y F ya estudiadas.
Las transmisiones a larga distancia, efectuadas en onda corta61, se
realizan mediante reflexión de las ondas en la capa F. Cuando se
producen tormentas solares, con emisión de rayos ultravioleta, la
ionización de la capa D aumenta, produciéndose una fuerte absorción de
las señales de onda corta antes de que lleguen a la capa F, dando lugar
a un debilitamiento de la señal.
Se conoce con el nombre de atmosféricos a todos los ruidos, detectados
en una gama de frecuencias extensa, producidos por rayos y otras
descargas eléctricas que se producen en la capa baja de la atmósfera.
Estos ruidos pueden hacer difíciles, en ciertas ocasiones, la transmisión
de las ondas radioeléctricas.
1.90 SISTEMAS METEOROLOGICOS – MASAS DE AIRE Y FRENTES
La representación más significativa del tiempo atmosférico como
resultado de las diversas variables meteorológicas es el campo de la
presión. Este campo, representado en un mapa meteorológico mediante
sus isóbaras, constituye las depresiones, anticiclones, vaguadas,
dorsales, etc., o sistemas meteorológicos, los cuales están asociados
con el movimiento del aire denominado circulación atmosférica.
Ahora bien, ese gran movimiento de masas aéreas, depende en gran
medida de la diferencia entre las propiedades físicas del aire. Es decir,
las variables significativas, presión, temperatura, humedad, son
interdependientes y responsables del comportamiento de la masa aérea.
Se presenta de este modo un modelo que podría ser estrictamente
dinámico, con objeto de estudiar el movimiento de la atmósfera. Sin
embargo, al considerar y superponer el resto de las variables
atmosféricas, es decir las características físicas del aire, el modelo se
complica, debiendo entrar en el estudio cuestiones termodinámicas.
La atmósfera, lejos de ser homogénea, esta dividida en cuerpos o
masas de aire, las cuales se diferencian entre ellas atendiendo a las
características termodinámicas, fundamentalmente su temperatura y
humedad. En el seno de una masa de aire, estas magnitudes varían
muy poco, siendo sin embargo acusadas sus diferencias de una masa a
otra.
61
Entre 1,5 a 30 MHz.
143
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Los sistemas meteorológicos se definen determinando las masas de aire
que lo componen, es decir se necesitará conocer tanto la circulación
hidrodinámica de la masa de aire y su comportamiento termodinámico.
La circulación hidrodinámica queda caracterizada mediante el trazado
isobárico, el cual refleja los campos de presión y viento derivado.
El aspecto termodinámico se caracteriza definiendo las distintas masas
de aire que componen los sistemas meteorológicos, lo cual se realiza
trazando los límites que las separan, conocidos como frentes.
Concretando, en los mapas meteorológicos se podrán ver dos clases de
líneas:
•
•
Isóbaras, que caracterizan el concepto hidrodinámico.
Frentes, que separan las distintas masas de aire
caracterizan el concepto termodinámico.
y
que
1.91 EL TIEMPO Y LOS FENOMENOS DINAMICOS ASOCIADOS
Los sistemas meteorológicos son síntesis de los campos de presión,
temperatura,
viento,
etc.,
que
evolucionan,
desplazándose,
intensificándose o debilitándose, originando el tiempo atmosférico.
Considerando los fenómenos dinámicos y termodinámicos que se
superponen y se influyen mutuamente, se puede decir que las masas de
aire frío se caracterizan desde el punto de vista termodinámico por
desarrollar nubosidad cumuliforme, con chubascos y viento racheado. Es
decir, una masa de aire frío, desde este punto de vista está constituida
por aire inestable.
Ahora bien, si a esa masa de aire, considerada desde el punto de vista
termodinámico, le asociamos el campo bárico que la caracteriza, se
podrán presentar los siguientes casos:
•
62
El campo bárico asociado presenta curvatura anticiclónica62: Esto
provoca que las características termodinámicas de la masa de aire
se modifiquen de tal forma que la nubosidad disminuye,
haciéndose nula o reduciéndose a estratocúmulos, sin desarrollo
vertical, no se producen precipitaciones, disminuyendo la
inestabilidad de forma apreciable.
Con la concavidad de las isobaras hacia las altas presiones.
144
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•
El campo bárico asociado presenta curvatura ciclónica63: Esto
provoca que se acentúe la inestabilidad, desarrollándose nubes
tipo cumulonimbo y apareciendo tormentas.
De este modo, las características puramente físicas de la atmósfera
pueden ser influenciadas por el comportamiento dinámico de la misma.
Y a la inversa, los fenómenos dinámicos asociados a ciertas
configuraciones del campo isobárico se producen como consecuencia de
las discontinuidades o superficies de separación entre dos masas de
aire, generalmente una fría y otra cálida. Dentro de estas
discontinuidades, destacar los frentes, que separan aire frío polar del
cálido tropical, como generadores de ciertos fenómenos dinámicos y de
modificación del campo isobárico que estudiaremos más adelante.
Esos fenómenos dinámicos son los que se presentan ante nosotros como
mal tiempo.
Otras discontinuidades que podemos considerar, además de los frentes,
son la superficie de separación en las gotas frías, formadas, en los
niveles altos, por aire muy frío rodeado completamente por aire cálido,
y que dan lugar a mal tiempo continuado; también la periferia de un
ciclón tropical separa el aire cálido de éste, del más frío que le rodea.
Una discontinuidad muy importante en la ciclogénesis de ciertas
borrascas es la corriente en chorro que sirve de frontera entre el aire
cálido que hay en su parte derecha del frío que existe en su izquierda.
Todas estas discontinuidades y el campo isobárico asociado determinan
el tiempo meteorológico existente.
1.92 MASA DE AIRE
Las propiedades físicas de la atmósfera varían bastante de unas zonas a
otras. Se puede decir que la atmósfera está dividida en distintos
volúmenes que tienen las mismas propiedades físicas y que se
diferencian de los otros adyacentes.
Cada uno de estos volúmenes con las mismas propiedades físicas,
fundamentalmente temperatura y humedad, se denomina masa de aire.
63
Con la concavidad de las isobaras hacia las bajas presiones.
145
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Estas propiedades se mantienen más o menos homogéneas, dentro de
la masa de aire, en sentido horizontal ya que en el vertical aquellas
magnitudes varían rápidamente con la altura, aunque esta variación
vertical de las propiedades físicas es uniforme o casi uniforme dentro de
una misma masa de aire, con lo que se registran valores constantes o
casi constantes de temperatura y humedad a distintos niveles.
Las masas de aire se mueven de unas regiones a otras, trasladándose
desde su lugar de origen de acuerdo a las leyes de la circulación general
de la atmósfera. Al hacerlo, modifican sus propiedades al pasar por
regiones con otras propiedades físicas distintas a las que inicialmente
tenía la masa de aire.
Las masas de aire se pueden clasificar desde un punto de vista
geográfico o desde un punto de vista termodinámico.
Desde el punto de vista geográfico se clasificarán las masas de aire
dependiendo de la situación de sus regiones de origen o regiones
manantial. Se tendrán así:
•
•
•
•
Aire
Aire
Aire
Aire
ártico (A).
polar (P).
tropical (T).
ecuatorial (E).
Es necesario realizar una subdivisión, salvo en el aire ecuatorial, entre
aire marítimo (m) o continental (c), dependiendo que la región
manantial esté situada sobre el océano o sobre un continente.
El punto de vista termodinámico identifica las masas de aire cuando
abandonan su región manantial, distinguiendo masas frías (k) cuando
tienen una temperatura inferior a la de la superficie sobre el que se
mueven y masas cálidas (w), con temperaturas superiores a la de la
superficie sobre la que circulan.
De acuerdo a lo anterior, una masa de aire se identificaría con tres
letras, las dos primeras responden al criterio geográfico y la tercera al
termodinámico.
Mientras no abandonen sus regiones manantiales, la Organización
Meteorológica Mundial, se distinguen las siguientes masas de aire:
146
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DESIGNACIÓN
CARACTERISTICAS
IDENTIFICACIÓN
Aire ártico marítimo
Aire ártico continental
Aire polar marítimo
Aire polar continental
Aire tropical marítimo
Aire tropical continental
Aire ecuatorial
mA
cA
mP
cP
mT
cT
E
Muy frío y húmedo
Muy frío y seco
Fresco y húmedo
Frío y seco
Templado y húmedo
Cálido y seco
Cálido y muy húmedo
Cuando las anteriores masas de aire abandonan sus regiones manantial
se convertirán, desde el punto de vista termodinámico, en frías o
cálidas. De esta forma, una masa de aire cuya región manantial fuese la
zona central del océano Atlántico y se moviese hacia el sur, a zonas
ecuatoriales, sería aire tropical marítimo frío (mTk).
1.93 MASA DE AIRE FRIO
Las características de una masa de aire determinan lo que se conoce
como tiempo de masa de aire, mientras que las características de los
límites de esa masa de aire determinan lo que se conoce como tiempo
frontal.
Ya se dijo que las dos propiedades físicas más importantes en una masa
de aire son la humedad y la distribución vertical de la temperatura.
Teniendo en cuenta esta última, una masa fría se caracteriza por su
inestabilidad ya que el contacto con la superficie sobre la que se mueve
dará lugar a que sus capas bajas, las que entran en contacto con el
suelo, se vayan calentando y aparecerá, así, un fuerte gradiente vertical
de temperatura que provocará movimientos convectivos del aire.
Cuanto mayor sea el contenido de humedad que tiene o adquiere la
masa de aire en su traslado la inestabilidad será mayor ya que los
movimientos convectivos provocarán condensación y formación de
distintos tipos de nubes de desarrollo vertical, tanto mayores cuanto
mayor sea el contenido en vapor.
Las masas frías, que son muy estables en sus regiones manantiales ya
que descansan sobre suelos muy fríos, son altamente inestables cuando
se trasladan a regiones más cálidas, produciéndose en su seno vientos
racheados y turbulentos debido a los fenómenos convectivos, con
precipitaciones en forma de chubascos, buena visibilidad debido a la
agitación vertical del aire que limpia las capas bajas, con nubosidad de
desarrollo vertical, tipo cúmulos o cumulonimbos.
147
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Son masas de aire frío, por ejemplo, las masas árticas o polares cuando
descienden hacia latitudes más templadas.
1.94 MASA DE AIRE CALIDO
Son masas de aire muy estables ya que al descansar sobre superficies
más frías disminuye el gradiente térmico vertical bloqueándose
cualquier fenómeno convectivo.
Debido a lo anterior, los viento en su seno son de intensidad constante,
no produciéndose rachas, la visibilidad suele ser regular o mala ya que
la ausencia de procesos convectivos evitarán una limpieza de las capas
bajas, con nieblas frecuentes, la nubosidad será de tipo estratiforme al
no haber movimientos ascendentes del aire, con estratos,
estratocúmulos
o
nimbostratos,
generalmente
abundante,
produciéndose lluvias constantes y ligeras o moderadas.
La tabla a continuación muestra las características más importantes de
las masas de aire frías y cálidas.
MASA
ESTABILIDAD
Fría
Inestable
VIENTO
Racheado
VISIBILIDAD
NUBOSIDAD
PRECIPITACIONES
Buena
Cumuliforme
Chubascos
(Cu, Cb)
Cálida
Estable
Constante
Mala a regular
Estratiforme
(St, Sc, Ns)
Lluvia o llovizna
continua
Fig.76 Comportamiento de las masas de aire en su traslado sobre el mar
148
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1.95 REGIONES MANANTIALES DE MASAS DE AIRE
Para que una determinada región pueda ser considerada como región
manantial debe de poseer unas características suficientemente
homogéneas, en una zona extensa, que dejen impronta en un volumen
importante de la masa de aire que descansa sobre ella. La divergencia
favorece la uniformidad de la temperatura de una masa de aire, por lo
que las zonas con anticiclones64 permanentes serán buenas regiones
manantial.
Por otro lado, para que el suelo y sus características de temperatura y
humedad puedan pasar a la masa de aire, ésta debe permanecer sobre
aquél un tiempo suficientemente largo.
Concretando, deberemos buscar regiones manantiales de masas de aire
en zonas en las que ésta permanezca el suficiente tiempo para que se
transmitan las propiedades uniformes en áreas extensas y con una
divergencia acusada en el aire que las forma. Estas características se
encuentran en los anticiclones permanentes, que suelen encontrarse en
las zonas glacial o templada y, dentro de cada una, sobre océanos o
continentes, generando de esta forma las distintas masas de aire que ya
se han clasificado anteriormente.
Vamos a ver de manera breve las distintas regiones manantiales en el
hemisferio norte:
•
•
•
•
64
Aire ártico marítimo: Situada entre Groenlandia y Alaska, en la
parte marítima del anticiclón ártico, tanto en verano como en
invierno.
Aire ártico continental: Situada sobre Siberia y el norte de Rusia,
en la parte continental del anticiclón ártico, tanto en verano como
en invierno.
Aire polar marítimo: Situada entre Islandia y Canadá, en la zona
atlántica, sobre los 50º N, y desde el sur de la costa occidental de
Alaska y Japón y Filipinas en invierno, retrocediendo en latitud en
verano.
Aire polar continental: Generada en los anticiclones fríos de
invierno sobre Norteamérica, abarcando Canadá y zona
septentrional de EE.UU y Siberia, abarcando hasta el Himalaya.
Estos anticiclones desaparecen en verano con lo que las regiones
manantiales de aire polar continental quedan muy reducidas
retrocediendo hacia latitudes muy altas.
En un anticiclón el aire diverge desde el centro hacia la periferia.
149
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•
•
•
Aire tropical marítimo: Generada en los anticiclones permanentes
que se encuentran en el Pacífico y en el Atlántico. Estos
anticiclones son menos extensos en invierno que en verano y
producen masas de aire cálido y húmedo que llegan a latitudes
más altas.
Aire tropical continental: Generada en invierno en la zona norte de
África y extendiéndose en verano hasta el sur de Europa, Arabia y
Asia Central. La zona suroeste de los EE.UU también genera aire
tropical continental.
Aire ecuatorial: Generada en el cinturón ecuatorial que rodea la
Tierra en latitudes cercanas al Ecuador, zona predominantemente
marítima, con lo que la masa de aire que descansa sobre esta
región tiene un alto contenido en humedad y debido a la elevada
temperatura de la capa en contacto con el suelo, es altamente
inestable.
Viento
(dirección)
Viento
(intensidad)
Nubosidad
Visibilidad
Hidrometeoros
AIRE TROPICAL
Marítimo Continental
W a SW
SE
Fuerte
St, Sc,
Ns
Menos
de 4 km
Niebla,
lluvia,
llovizna
Moderado
a fuerte
St, Sc, As
10 km
Niebla,
llovizna.
En verano
poco
nuboso
AIRE POLAR
Marítimo
Continental
W a NW
Componente
E
Moderado
Moderado a
fuerte
Cu, Cb, Ac
Cu, Sc, Ac
Más de 10
km
Chubascos.
Lluvia
AIRE ARTICO
Marítimo
Continental
N a NW
N a NE
Moderado
Fuerte
Cu, Cb, Ac
Cu, Sc
10 a 30 km
50 km
20 a 50 km
Nieve
intermitente.
Cielos con
claros
Chubascos
de nieve
Nieve y
ventisca
1.96 EVOLUCION DE LAS MASAS DE AIRE
Al trasladarse desde sus regiones manantiales a otras, las masas de aire
modifican sus propiedades al entrar en contacto con suelos que tienen
características diferentes a aquellas que tenían sus lugares de origen.
En suma, las masas de aire evolucionan cuando se trasladan desde sus
regiones manantial.
Hay dos factores importantes que afectan al ciclo evolutivo de la masa
de aire:
•
Los lugares que recorre la masa de aire: En este sentido, la masas
de aire puede pasar por suelos que estén más calientes o más
fríos que los de la región manantial, con lo que la masa se
150
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
•
calentará o se enfriará; también podrá pasar por regiones
oceánicas o continentales, con lo que la masa de aire aumentará o
disminuirá su contenido de humedad.
El tiempo que hace que la masa de aire abandonó su región
manantial, distinguiéndose así masas de aire jóvenes y masas de
aire envejecidas. Las modificaciones de las características físicas
sobre una masa de aire siempre son más intensas sobre una masa
joven ya que las masas envejecidas habrán cambiado ya tanto sus
características iniciales que, probablemente, se hayan convertido
en masas distintas en cuanto a sus propiedades de temperatura y
humedad.
1.97 DIVERGENCIA
Ya se han visto las características fundamentales de las distintas masas
de aire, con lo que ahora se deberán estudiar los fenómenos que se
producen en sus fronteras con objeto de conocer el denominado tiempo
frontal, que debido a las bruscas variaciones de las características físicas
que se producen entre unas masas y otras, suele ser más espectacular
que el tiempo de masa.
También se ha comentado que las masas de aire son zonas de
divergencia, con lo que la zona frontal, entre dos masas de aire, será
una zona de convergencia.
El concepto hidrodinámico de divergencia de un fluido tiene que ver con
la velocidad de dicho fluido. Supongamos un volumen de masa aérea
inmersa en una corriente de aire. Cuando la velocidad del aire que entra
es mayor que la velocidad del aire que sale habrá acumulación de masa
dentro de aquel volumen. A este fenómeno se denomina divergencia
negativa o convergencia. Cuando la velocidad del aire que entra es
menor que la velocidad del aire que sale habrá disipación de masa
dentro de aquel volumen. A este fenómeno se denomina divergencia
positiva.
Fig. 77 Divergencia
151
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Fig. 78 Convergencia
En las figuras anteriores se pueden observar casos de divergencia y de
convergencia, en un punto, en un recinto ideal o tal como aparecería en
los mapas meteorológicos.
Es evidente que en las áreas donde se produzca convergencia, se
presentarán corrientes de aire ascendente, que permita escapar hacia
arriba la acumulación de masa, mientras que en las áreas donde se
produzca divergencia habrá corrientes descendentes, que equilibren la
disipación de masa producida.
Como las regiones manantiales de masas de aire son zonas divergentes,
anticiclónicas, la frontera entre dos masas de aire será una zona de
convergencia. Si las dos masas de aire tienen propiedades físicas
diferentes, esa zona de convergencia se convierte en un frente. Si las
masas de aire tienen las mismas características de temperatura y
humedad65, la discontinuidad entre ambas masas solo será una línea de
convergencia.
La línea de convergencia más importante que hay en la Tierra es la
llamada zona de convergencia intertropical (ITCZ), que separa el aire
ecuatorial del hemisferio norte del aire ecuatorial del hemisferio sur.
Esta zona de convergencia se genera debido al enorme calentamiento
que se produce en la zona ecuatorial que hace que la masa de aire en
dicha zona ascienda, con lo que se crea una afluencia de masa de aire
de las zonas adyacentes para mantener el equilibrio de masa. Se
forman así los alisios en ambos hemisferios. La distribución de la ITCZ
varía con la estación del año y la posición de los océanos y continentes.
65
Por ejemplo, las masas de aire ecuatorial del hemisferio norte y sur.
152
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
1.98 ZONA FRONTAL. SUPERFICIE FRONTAL.
SEPARACIÓN ENTRE MASAS DE AIRE
FRENTES
Y
La zona que separa dos masas de aire de características diferentes que
se ponen en contacto es un área donde se producen cambios bruscos de
propiedades físicas. A esta zona se le denomina zona frontal.
Podemos pensar en esas zonas como superficies que separan masas de
aire adyacentes y a través de las que se producen los cambios de
propiedades, mezclándose ambas masas. A estas superficies se les
denominan superficies frontales.
La masa de aire caliente, poco densa y ligera, se situará siempre por
encima de la masa de aire frío, más densa y pesada, por lo que las
superficies frontales nunca serán paredes verticales separadoras sino
que mantendrán una pendiente que variará entre 1/30 y 1/200 y por
tanto con ángulos de inclinación muy pequeños.
La intersección de la superficie frontal con el suelo se denomina frente.
Fig. 79 Superficie frontal
De forma general, la zona de separación entre dos masas de aire es una
zona de convergencia, como ya se dijo. De esta forma, dentro de cada
masa de aire, el viento presentará una componente perpendicular a la
superficie frontal. Cuando las dos masas tienen características físicas
diferentes, la discontinuidad entre ambas es un verdadero frente,
produciéndose en esa zona frontal los fenómenos meteorológicos
característicos del tiempo frontal, más o menos intensos dependiendo
de la actividad del frente que, fundamentalmente será función de los
153
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contrastes termodinámicos entre las masas de aire y de la mayor o
menor convergencia de vientos.
Hay veces que entre las masas de aire no hay convergencia de vientos,
los cuales circulan en ambas masas de forma paralela pero en sentidos
opuestos. Se produce entonces un efecto cizalladura, con frentes de
muy poca actividad. La separación entre estas masas de aire no
constituye una superficie frontal verdaderamente sino una simple
separación entre masas de aire.
Concretando, en la zona de contacto entre masas de aire se pueden
producir los siguientes efectos:
•
•
•
Convergencia entre dos masas de aire que tienen las mismas
propiedades físicas y por tanto no hay contraste térmico. La zona
de contacto constituye una línea de convergencia.
Hay contraste térmico entre las masas de aire pero no hay
convergencia, sino simplemente cizalladura. La zona de contacto
constituye una separación de masas de aire.
Hay contraste térmico y convergencia. La zona de contacto
constituye un frente.
1.99 FRENTES FRIOS Y CALIDOS
Una superficie de discontinuidad en el campo de la temperatura
asociada a una línea de convergencia en el suelo son condiciones
necesarias y suficientes para que exista un frente. A lo largo de esa
superficie de discontinuidad las dos masas de aire que la bordean se
ponen en contacto violentamente, dando lugar a los fenómenos
meteorológicos denominados tiempo frontal.
La superficie de discontinuidad, y por tanto los frentes, separan una
masa de aire fría de una masa de aire cálida que remonta sobre la cuña
fría.
Los frentes se recurvan y se ondulan, tanto más cuanto más activos son
y se trasladan a velocidades tanto mayores cuanto más fuertes son los
vientos que convergen hacia ellos.
Un frente frío se produce cuando el aire frío desplaza al aire cálido,
introduciéndose como una cuña por debajo de éste.
154
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Un frente cálido se produce cuando el aire cálido desplaza al aire frío,
remontando el aire cálido sobre la cuña fría.
Hay frentes denominados estacionarios, que son muy poco activos y en
los que no hay desplazamiento de masas de aire, es decir, no deja de
ser otra cosa que una zona de separación de masas de aire, con poca o
nula convergencia.
En los frentes activos la convergencia es fuerte, produciéndose siempre
un ascenso de masa cálida sobre fría.
En los frentes cálidos la masa cálida remonta de forma espontánea
sobre la cuña fría. Al ascender, la masa de aire alcanzará el nivel de
condensación y las nubes del frente cálido ocuparán una gran extensión
desde ese nivel. Los topes de las nubes están muy altos, entre los 6.000
y los 8.000 metros. Al producirse el ascenso de forma suave y
espontánea, sobre una cuña fría, las nubes serán de tipo estratiforme,
presentándose familias de nubes unas junto a otras, al ir variando la
altura, según la masa cálida va ascendiendo la rampa fría.
Las primeras nubes que se encontrarán antes de la llegada del frente
propiamente dicho, serán Ci, después llegarán los Cs, As y Ns.
Fig. 80 Frente calido
En los frentes fríos la masa fría empuja, irrumpiendo en cuña por
debajo, la masa cálida y obliga a ésta a ascender de forma violenta y
prácticamente vertical. Esta subida rápida y casi vertical da lugar a que
cuando la masa de aire alcance el nivel de condensación se generen
nubes de desarrollo vertical, tipo cumuliforme, fundamentalmente Cb.
155
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Fig. 81 Frente frío
En los frentes cálidos, la superficie frontal se extiende a lo largo de
hasta 600 km, pudiendo incluso extenderse hasta los 1.400 ó 1.500 km,
apareciendo inicialmente nubes tipo Ci, y aumentando posteriormente el
espesor de las formaciones nubosas, con Cs, As, donde empiezan a
aparecer las primeras lloviznas, que se convertirán en lluvias cuando
llegan los Ns.
Los frentes fríos, por su propia formación
provoca la violenta ascensión vertical de
extensión mucho menor, aproximadamente
formadas son Cb, Ac, Cu y las lluvias
tormentoso.
156
de aire frío en cuña que
aire cálido, son de una
unos 300 km. Las nubes
son fuertes, de carácter
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TIPO FRENTE
FRIO
FORMACIÓN
Aire frío
desplaza al
cálido y lo
obliga a subir
(desplazamiento
pasivo)
TIEMPO
Localizado en
las
proximidades
del frente
PENDIENTE
Acusada (1/30
a 1/100)
CALIDO
Aire cálido sube
por encima de
una cuña fría
(desplazamiento
activo)
Se
extiende
desde el frente
hasta
incluso
1.500 km por
delante de él
Suave (1/100 a
1/200)
1.100
MOVIMIENTO
El frente se
retrasa por
rozamiento y
se abomba la
superficie
frontal
produciéndose
turbulencia
El frente se
retrasa
por
rozamiento
produciéndose
una
vesícula
fría
a
poca
altura
que
produce nieblas
antes
del
frente
RESBALAMIENTO Y SUBSIDENCIA
Se dijo que todo frente supone convergencia en las capas bajas ya que
se produce una ascensión del aire cálido sobre el frío.
Puede sucre, sin embargo, que haya masa de aire descendente a lo
largo de la superficie de separación de dos masas de aire. Esto implicara
divergencia en las capas baja y convergencia en las altas. A estas
superficies se les denomina superficies de subsidencia o con
resbalamiento hacia abajo. Por el contrario, los frentes serían superficies
de resbalamiento hacia arriba.
Hay veces, en los frentes fríos, que en los niveles altos se producen
ligeros fenómenos de subsidencia que amortiguan la ascensión del aire
cálido. Estos frentes se denominan frentes fríos pasivos y se producen
cuando la componente del viento, que es perpendicular a frente y la
superficie frontal, crece con la altura. De esta forma el frente no obliga
a ascender a la masa cálida de una manera tan violenta ya que en
capas altas se produce una especie de taponamiento provocado por la
subsidencia. El frente resulta así de poca actividad, aunque si el aire
cálido es inestable, con elevada temperatura y alto contenido en
humedad, se produce lo que se conoce como línea de turbonada, que
precede al frente frío y es mucho más activa que él, apareciendo una
línea de Cb, produciéndose chubascos fuertes y tormentas.
157
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Cuando la componente de viento perpendicular a la superficie frontal
disminuye con la altura, el frente frío será activo, ya que no se
producirá subsidencia en altura, no existirá línea de turbonada y el
tiempo en el frente será tanto más violento cuanto mayor sea la
inestabilidad de la masa de aire cálido obligada a ascender.
En términos generales las superficies de subsidencia solo aparecen de
forma completa en los anticiclones. El resbalamiento hacia debajo de la
masa de aire puede ser activo, a lo largo de la superficie de separación
de masas de aire, o pasivo, al hacer retroceder al aire frío situado
debajo. De cualquier modo, los fenómenos de subsidencia dan lugar a
estabilidad y buen tiempo.
SUPERFICIES DE
HACIA ARRIBA (FRENTES)
CALIDO
FRIO
Generalmente
Activo:
Pasivo:
activo,
con El viento El viento
pendientes madias decrece
crece
entre
1/100
a con
la con
la
1/200
altura
altura
Pendientes madias
entre 1/30 a 1/100
1.101
RESBALAMIENTO
HACIA ABAJO (SUBSIDENCIA)
ACTIVA
PASIVA
Aire superior fluye Aire superior fluye
activamente hacia hacia
abajo
por
abajo
retroceso del aire
inferior
Pendientes medias entre 1/400 a 1/500
FRONTOGENESIS Y FRONTOLISIS
Todos los fenómenos meteorológicos que dan lugar a la constitución, o a
la regeneración, de un frente se denomina frontogénesis.
Por el contrario, las causas que dan lugar a la desaparición, o
debilitamiento, de un frente se denomina frontolisis.
Para que la frontogénesis o la frontolisis sucedan se deberán producir
cambios en el campo de las temperaturas e hidrodinámica de la
atmósfera.
De esta forma, la frontogénesis se producirá cuando la temperatura
atmosférica se modifique de forma que las isotermas se aproximen
entre si, dando lugar a que se generen las diferencias de temperatura
necesarias para exista un frente. Por el contrario, la frontolisis
necesitará de una modificación térmica que de lugar a una separación
de las isotermas, disminuyendo así las diferencias de temperatura entre
las masas de aire.
Cualquier movimiento de la atmósfera podrá descomponerse en otros
movimientos básicos que son:
158
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•
•
•
•
Traslación: Representada en un mapa isobárico por isóbaras
rectas y paralelas.
Rotación, que puede ser ciclónica o anticiclónica: Representada en
un mapa meteorológico por las isóbaras de una borrasca o de un
anticiclón respectivamente.
Divergencia, que puede ser positiva o negativa (convergencia): no
tiene representación en un mapa meteorológico isobárico.
Deformación: representada en un mapa meteorológico por las
isóbaras alrededor de un collado (punto neutro).
Ni la traslación ni la rotación pueden dar lugar a fenómenos de
frontogénesis o de frontolisis, siendo el único movimiento que da lugar a
aquellos fenómenos la deformación.
Supongamos, por tanto, un collado isobárico o campo de deformación,
en el que, la masa de aire se moverá siguiendo isóbaras
aproximadamente hiperbólicas, dando lugar a corrientes de aire
enfrentadas, a lo largo de un eje denominado eje de contracción (eje
CC) y bifurcadas a lo largo de otro eje denominado eje de dilatación (eje
DD).
Si sobre este modelo hidrodinámico se superpone el campo térmico, con
isotermas crecientes de valores T1, T2, T3,……, etc., y teniendo en
cuenta que cada partícula traslada consigo su temperatura, dichas
isotermas serán arrastradas por el campo hidrodinámico.
De acuerdo a la argumentación anterior una partícula como la P1,
perteneciente a la isoterma T5, se verá arrastrada hacia el centro del
collado mientras que una partícula P2, perteneciente a la misma
isoterma, se alejará de dicho centro.
Debido a lo anterior, la isoterma T5 presentará una tendencia a situarse
paralela al eje de dilatación y a acercarse a él.
Aplicando el mismo supuesto a las demás isotermas, el resultado final
producirá un acercamiento de las mismas, con un aumento de la
diferencia térmica a lo largo del eje de dilatación, que no deja de ser
otra cosa que una discontinuidad que puede producir un frente.
159
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Fig. 82 Campos de deformación y frontogénesis
En la figura a continuación se observa lo que podría ser un caso real de
frontogénesis en un mapa isobárico. Las flechas de color azul muestran
la dirección y sentido de las corrientes de aire, coincidiendo de forma
sensible con las isóbaras y dando lugar a convergencia en la parte
central del campo de deformación, convergencia que añadida a la
diferencia térmica más acusada provocada por la aproximación de las
isotermas entre si, origina un frente que casi coincide con el eje de
dilatación del campo de deformación.
Si, inicialmente, las isotermas son paralelas al eje de dilatación, la
frontogénesisi será muy acusada, denominándose frontogénesis
perfecta, mientras que si son perpendiculares o casi perpendiculares a
dicho eje, se producirá una homogeneización del campo térmico,
induciéndose una frontolisis.
Para los casos intermedios, con isotermas formando ángulos
determinados, distintos de 0º o 90º, con el eje de dilatación, se inducirá
frontogénesisi o frontolisis, cuando el ángulo sea menor o mayor de
45º, respectivamente.
160
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Cuando ambos ejes del campo de deformación no se cortan bajo un
ángulo de 90º, se dice que aquél no es puro, produciéndose sobre el
campo una rotación ciclónica, cuando el ángulo que mira a las bajas
presiones es agudo, o anticiclónica cuando dicho ángulo es obtuso.
Fig. 83 Frontogénesis en la realidad
1.102
FRENTES IMPORTANTES EN METEOROLOGIA
Ya se había hablado de las regiones manantiales de masas de aire y de
las posiciones medias en las que se encontraban, por lo que sus
fronteras están más o menos definidas.
Cuando dichas fronteras coinciden con campos de deformación habrá
posibilidades ciertas de que se formen frentes activos.
También se había hablado de la existencia de depresiones y anticiclones
casi fijos o permanentes que implicarán la existencia de campos de
deformación, también más o menos permanentes desde el punto de
vista geográfico.
161
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
De entre estos frentes más o menos permanentes, los más importantes
son:
•
•
Frente polar: Separa la masa de aire polar de la masa de aire
tropical. No es continuo alrededor de la Tierra sino que tiene
amplias interrupciones, siendo activo solo donde se presentas
campos de deformación importantes. Se divide en dos zonas
principales, conocidas como:
o Frente polar pacífico: Desde Filipinas hasta la costa
occidental de EE.UU, en invierno, trasladándose en verano
hacia el norte y debilitándose, cuando lo hace el campo de
deformación asociado66.
o Frente polar atlántico: Desde Bermudas hasta la costa sur
Noruega, en invierno, trasladándose en verano hacia el
norte y debilitándose, cuando lo hace el campo de
deformación asociado67.
Frente ártico: Separando la masa de aire ártica de la masa de
aire polar. El frente ártico no genera, normalmente, depresiones,
al contrario que el frente polar y en ocasiones puede descender
en latitud en relación con su posición media, dando lugar a
oleadas de aire muy frío que incluso puede afectar a paises del
Mediterráneo. Tampoco es continuo alrededor de la Tierra,
dividiéndose en dos zonas principales:
o Frente ártico pacífico: Desde Kamtchatka hasta el Estrecho
de Behring y Alaska.
o Frente ártico atlántico: Desde Groenlandia e Islandia hasta
la costa meridional siberiana.
En el hemisferio sur el frente polar muestra zonas activas desde
Sudáfrica hasta el sur de Australia y en el área sur de Chile y
Argentina. También existe un frente antártico que separa las
masas polares de las antárticas, aunque no reviste tanta
importancia para la meteorología marítima debido a que son rutas
menos frecuentadas por la navegación.
•
Zona de convergencia intertropical (ITZC): En ella convergen
las masas de aire ecuatorial de ambos hemisferios, que
siempre presentan componente E, con vientos del NE en el
hemisferio norte (alisios del NE), y vientos del SE en el
hemisferio sur (alisios del SE). Esta línea se extiende por el
66
Anticiclón polar de Liberia y tropical del Pacífico con las depresiones Aleutianas y bajas
presiones ecuatoriales.
67
Anticiclón polar de Norteamérica y tropical de las Azores con las depresiones de Islandia y bajas
presiones ecuatoriales.
162
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hemisferio norte en verano y prácticamente toda por el
hemisferio sur en invierno.
En las ocasiones en las que los alisios del SE cruzan el Ecuador,
y pasan al hemisferio norte, se produce una recurva en su
trayectoria debido a la fuerza de Coriollis, pasando a tener
componente SW. Al contrario, cuando los alisios del NE pasan
al hemisferio sur, cruzando el Ecuador, recurvan su trayectoria
pasando a soplar del NW.
ENERO
JULIO
Fig. 84 Frentes importantes
163
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Las figuras anteriores contienen gráficos que muestran los frentes
mencionados en Enero y en Julio, donde se observan las variaciones
estacionales que se producen.
1.103
FRENTES Y METEOROLOGIA ASOCIADA
Los frentes, como zonas de transición entre dos masas de aire, estarán
acompañados de diversos fenómenos meteorológicos, consecuencia de
la variación de las características físicas de dichas masas.
Esos fenómenos meteorológicos se denominan tiempo frontal, siendo
distintos según se trate de frentes fríos o de frentes cálidos.
En los frentes cálidos ya se comentó que se produce una elevación
espontánea de la masa de aire cálida sobre la fría. Esto producirá una
sucesión de nubes como la ya vista anteriormente en la figura 80.
Primero se observarán Ci, entre los 5500 a 8000 metros de altura,
continuando con Cs que van bajando en altura hasta convertirse en As.
Después de éstos aparecerán los Ns que producirán lluvias. Los Ns
indican el paso del frente propiamente dicho. A veces, cuando la masa
cálida ascendente es inestable pueden aparecer Cb que producirán
chubascos más fuertes; estos Cb en general estarán enmascarados por
los Ns.
En los frentes fríos, también se comentó, se produce una elevación
forzada del aire cálido, dando lugar a una inestabilidad que genera Cb
de gran espesor que alcanzan alturas considerables y que provocando
fuertes y violentos chubascos, con tormentas y granizo. En algunas
ocasiones al aire forzado a subir no tiene la suficiente inestabilidad y la
nubosidad formada es más bien del tipo Ns, con precipitaciones
continuadas y más suaves.
Con frentes no activos puede que no se den precipitaciones, aunque si
se produce el fenómeno ya estudiado de la línea de turbonada, los
chubascos pueden ser muy violentos antes de que pase el frente.
La unión de un frente cálido y otro frío producirá una depresión que
desde el punto de vista de la nubosidad dará lugar a lo que se conoce
como sistema nuboso, estudiado en epígrafes anteriores.
En este sentido la cabeza del sistema nuboso precedería al frente cálido,
siendo el cuerpo el conjunto de los dos frentes y la cola vendría después
del frente frío.
164
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Otras variables meteorológicas, asociadas a los frentes y que interesa
estudiar y comprender son la presión, la temperatura y el viento.
Al paso de un frente, el viento siempre experimenta un salto brusco,
que es mucho más pronunciado al paso del frente frío. Ciñéndonos al
caso del hemisferio norte, donde el viento, en una depresión gira en
sentido antihorario, generalmente tiene componente S o SW antes del
paso del frente cálido, rolando al W cuando éste pasa y de forma brusca
al NW al paso del frente frío.
Los cambios en la dirección del viento se explican por la inflexión que
las isóbaras presentan en la zona frontal, teniendo aquellas forma de V.
En cuanto a la presión, la aproximación de un frente cálido da lugar a
una bajada continuada del barómetro, que se estabiliza una vez que
aquél frente ha pasado. Cuando se va aproximando el frente frío el
barómetro puede descender aunque de una forma ligera, subiendo de
forma rápida e intensa tras el paso del frente frío.
Para la temperatura las cosas suceden al contrario que con la presión.
La aproximación de un frente cálido tiene como consecuencia la subida
de la temperatura que será más acusada tras el paso de aquél, ya que
el frente cálido separa una masa fría de otra caliente. Al aproximarse el
frente frío la temperatura descenderá, y lo hará de forma acusada tras
el paso de aquél.
Los cuadros a continuación reflejan de forma resumida los cambios de
las variables principales:
FRENTE CALIDO
Variable
Antes del frente
En el frente
Nubes
Viento
Presión
Ci, Cs, As, Ns
S o SW
Baja
Ns espesos y bajos
Rola al W
Para de bajar
Temperatura
Sube ligeramente
Sube
Precipitaciones
Llovizna y lluvia
Visibilidad
Buena
Lluvia
e
incluso
para de llover
Mala (nieblas)
165
Después del
frente
St, Sc
SW o W
Se
mantiene
cambios leves
Se
mantiene
cambios leves
Llovizna
Regular a mala
o
o
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FRENTE FRIO
Variable
Antes del frente
Nubes
Viento
Presión
Ac, As
W o SW
Baja
Temperatura
Precipitaciones
Se
mantiene
cambios leves
Lluvia suave
Visibilidad
Regular a mala
En el frente
o
Cb
Rola
Sube
de
forma
rápida
Baja
de
forma
rápida
Chubascos
y
tormentas
Mejora con rapidez
1.104
SISTEMAS
METEOROLOGICOS
EXTRATROPICALES
–
Después del
frente
Cu (aislados)
NW (arreciando)
Sube
Se
mantiene
cambios leves
Chubascos
ocasionales
Muy buena
o
DEPRESIONES
Una vez estudiado el aspecto termodinámico de los sistemas
meteorológicos conviene profundizar en el aspecto dinámico y bárico.
Para comprender dicho aspecto se estudiarán las depresiones, como
sistemas meteorológicos que presentan un mínimo de presión alrededor
del cual giran vientos en sentido antihorario o ciclónico.
Hay tres tipos de depresiones:
•
•
•
Depresiones térmicas, generadas por el calentamiento del
suelo. No presentan frentes.
Depresiones o borrascas extratropicales, generadas por
ondulación del frente polar y por tanto de origen dinámico.
Ciclones tropicales, generados en bajas latitudes, en la zona de
convergencia intertropical.
1.105
FORMACION DEL MINIMO
DEPRESIONES EXTRATROPICALES
ISOBARICO
EN
LAS
Al proceso de generación de las borrascas extratropicales, también
conocidas como borrascas ondulatorias, se le denomina ciclogénesis.
El frente polar separa las masas de aire frío polares, con vientos de
componente E, de las masas de aire cálido de los anticiclones
subtropicales, con vientos de componente W, tanto en el hemisferio
norte como en el sur.
Debido precisamente a esa diferencia en la dirección o componente del
viento en una y otra masa, el frente polar sufre un efecto cizalladura,
similar al que sufre la superficie del mar bajo la influencia del viento.
166
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
La pendiente de la superficie del frente polar es muy pequeña, casi
horizontal, con aire frío debajo y aire cálido encima, moviéndose en
direcciones opuestas. La consecuencia es la formación de ondas
denominadas ondas del frente polar.
Toda borrasca ondulatoria tiene origen en alguna de estas ondulaciones.
La relación no es biunívoca, es decir, no todas las ondas del frente polar
tienen como consecuencia la generación de una depresión extratropical.
Solamente darán lugar a una borrasca ondulatoria aquellas ondas que
sean inestables.
Por término medio el sistema ondulatorio del frente polar presenta
longitudes de onda entre las 1000 y las 3000 millas náuticas. Si la
fuerza de los vientos opuestos a cada lado del frente es suficiente para
que aumente la amplitud de las ondas, haciéndolas más pronunciadas,
éstas se vuelven inestables trasladándose a lo largo del frente de W a E
y generándose una circulación ciclónica del viento, sobre el suelo, en la
proyección de la cresta de la onda inestable. Esta circulación antihoraria
es el inicio de una depresión extratropical.
Fig. 85 Fases de formación, desarrollo y desaparición de una borrasca ondulatoria
167
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En la figura anterior se puede observar, de izquierda a derecha y de
arriba abajo, el frente polar, como un desfiladero de bajas presiones
entre la masa de aire polar, con vientos fríos caracterizados por flechas
de color azul, y la masa de aire tropical, con vientos cálidos
caracterizados por flechas de color rojo. El frente polar se curva,
apareciendo en el punto más elevado de la onda formada un mínimo de
presión, que genera una circulación ciclónica incipiente. Éste será el
comienzo de una nueva borrasca. La ciclogénesis posterior que dará
lugar al desarrollo de la depresión ondulatoria no dependerá solamente
de las condiciones en superficie, sino también de lo que suceda en
altura.
1.106
CONDICIONES ISOBARICAS EN ALTURA – ONDAS DE
ROSSBY
Al observar los niveles superiores de la atmósfera, por encima de los
500 mb, se halla, en latitudes medias, un cinturón de vientos del Oeste
que tiene forma sinusoidal, con isohipsas onduladas formando crestas, o
dorsales anticiclónicas, y valles, o vaguadas.
Ese cinturón y el sistema ondulatorio que lo constituye se denominan
ondas largas de Rossby, con longitudes de onda medias entre las 3000
y 8000 millas náuticas, y por tanto más largas que las ondas del frente
polar.
Las ondas de Rossby tienen un papel crucial en la ciclogénesis de las
borrascas ondulatorias.
En los niveles meteorológicos altos, las masas de aire frío se trasladan
hacia el SE empujadas por los vientos del NW existentes detrás de las
vaguadas, mientras que las masas de aire cálido se trasladan hacia el
NE empujadas por vientos del SW existentes delante de aquellas
vaguadas.
Este movimiento en altura queda reflejado en superficie mediante la
generación de abombamientos del frente polar, que son los que
producen borrascas ondulatorias.
Debido a esto, las vaguadas de las ondas de Rossby en los niveles altos
tienen tendencia a generar ondas en el frente polar en superficie, por lo
que las borrascas ondulatorias se producirán siempre en las
proximidades de aquellas vaguadas en altura.
168
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Adicionalmente la corriente en chorro actuaba como tubería de vientos
separadora de aire frío a su izquierda y aire cálido a su derecha, con lo
que esta corriente en chorro no es otra cosa que una discontinuidad en
altura, separando la masa de aire polar de la masa de aire tropical en
los niveles altos.
Por su propia configuración, el chorro seguirá en altura (unos 9 a 12
km), las isohipsas a esos niveles, de forma que también las vaguadas
del chorro estarán relacionadas con las ondas del frente polar en
superficie.
Fig. 86 Ondas de Rossby y ciclogénesis
Fig. 87 Corriente en chorro y ciclogénesis
169
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1.107
EVOLUCION DE LAS BORRASCAS EXTRATROPICALES
Aquella borrasca incipiente que se observaba en el segundo gráfico de la
figura 85 se desarrollará, intensificándose, siguiendo un ciclo de vida,
creciendo mientras gana energía y, posteriormente perdiendo ésta y
muriendo.
El crecimiento e intensificación se pueden observar en el tercer y cuarto
gráfico de aquella figura 85, en donde la onda del frente polar forma un
punto anguloso en la cresta coincidiendo con el mínimo de presión.
Desde ese punto de inflexión, abrupto, parten dos ramas del frente
polar. El ramal de la derecha constituye un frente cálido, en el que el
aire cálido tropical desplaza al frío polar. El ramal de la izquierda
constituye un frente frío, en el que el aire frío polar desplaza al cálido
tropical.
De esta forma, en toda borrasca extratropical en
crecimiento existirán dos frentes, uno cálido y otro frío.
formación
y
El cuarto gráfico de la figura 85 muestra la depresión totalmente
desarrollada, presentando en este momento su máxima energía, debido
a la diferencia de temperaturas entre las dos masas de aire que la
forman. El aire tropical, caracterizado por flechas rojas, se introduce
como una lengua en el aire polar, caracterizado por flechas azules. Ese
sector se conoce como sector cálido y constituye el motor
termodinámico de la borrasca.
Por tanto, toda borrasca extratropical está formada por dos masas de
aire de distinta temperatura, una cálida y otra fría, yuxtaponiéndose la
masa cálida como una lengua junto a la fría.
La ondulación formada en el frente polar se desplaza hacia el E, con lo
que la depresión asociada a dicha ondulación también lo hace. Así un
observador al que se acercase una depresión de este tipo vería primero
aproximarse el frente cálido, con los fenómenos meteorológicos
asociados, ya estudiados; seguidamente pasaría dicho frente, con lo que
el observador se encontraría dentro del sector cálido y finalmente
pasaría por encima el frente frío, produciéndose los fenómenos ya
estudiados.
Después de la fase de desarrollo viene el período donde la borrasca se
ocluye. El sector cálido de la depresión se hace cada vez más pequeño y
estrecho, debido a que el frente frío se traslada a más velocidad que el
cálido, desplazando el aire caliente hacia arriba y desapareciendo, poco
170
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a poco, la energía térmica de la borrasca. Se produce un único frente
consecuencia de la unión del frío y el cálido que se denomina frente
ocluido.
Debido al desplazamiento de la masa cálida de la depresión hacia arriba,
el aire caliente no toca el suelo, con lo que en superficie la borrasca está
formada únicamente por aire polar frío.
En función de cómo se produzca la oclusión se distingue entre:
•
Oclusión de frente frío: El aire frío del sector posterior de la
borrasca es más frío que el del sector anterior, el cual se
comporta entonces como una masa cálida relativa que se eleva
sobre el primero. El tiempo asociado a este tipo de oclusión es
similar al asociado a un frente frío poco activo.
•
Oclusión de frente cálido: El aire frío del sector posterior de la
borrasca es más cálido que el del sector anterior, comportándose
aquél como una masa cálida relativa que se eleva sobre éste. El
tiempo asociado a este tipo de oclusión es similar al asociado a un
frente cálido poco activo.
Fig. 88 Tipos de oclusión
Una vez ocluida la borrasca, las dos masas frías se mezclan y se
homogeneizan las temperaturas, por lo que solo quedará la energía
cinética de giro que se va consumiendo en rozamiento de la masa de
aire contra el suelo hasta que desaparece.
1.108
REGLAS DE BJERKNESS
De las conclusiones anteriores se pueden extraer las siguientes reglas:
•
Antes de la fase de oclusión la energía térmica y cinética de la
depresión es creciente. Se dice que la borrasca se profundiza.
171
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•
Cuando la borrasca entra en la fase de oclusión no hay energía
térmica, decreciendo de forma rápida la energía cinética por
rozamiento de la masa de aire que gira contra el suelo. Se dice
que la borrasca se rellena.
•
La borrasca se desplaza siguiendo aproximadamente la dirección
de las isóbaras del sector cálido.
•
La borrasca se desplaza paralelamente a las isohipsas del primer
nivel de altura en el que no estén cerradas.
1.109
FRENTES SECUNDARIOS
Hay borrascas que presentan tres e incluso más frentes. Los frentes
verdaderos son los que vienen formados por la ondulación del frente
polar, llamándose a los demás frentes secundarios.
Los frentes secundarios se suelen formar en el sector posterior de la
borrasca, en la masa de aire polar, constituyendo más una
discontinuidad dinámica que térmica, generándose allí donde se produce
un salto de dirección en el viento, reflejado por la inflexión de las
isobaras. Hay veces que en la fase de oclusión, el frente ocluido va
quedándose atrás y paralelo al frente frío y dando lugar a la aparición
de un frente secundario.
Fig. 89 Frente secundario
172
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1.110
BORRASCAS RECESIONARIAS Y ESTACIONARIAS
Las depresiones extratropicales se trasladan siguiendo las isohipsas de
altura, de acuerdo al desplazamiento de las Ondas de Rossby.
Debido a la componente E de aquellos movimientos, en general las
borrascas en superficie seguirán trayectorias hacia el E.
Sin embargo, hay veces que las borrascas no se mueven,
permaneciendo estacionarias y denominándose borrascas estacionarias
e incluso hay veces que siguen movimientos hacia el W, conociéndose a
estas últimas como borrascas recesionarias.
Cuando se produce la distorsión de un anticiclón subtropical oceánico,
que en condiciones normales presentan su eje mayor en la dirección de
los paralelos, modificándose ese eje y extendiéndose en dirección de los
meridianos hasta regiones subpolares, la circulación zonal, a su
alrededor, de componente E queda bloqueada. La corriente en chorro,
en altura formará una pronunciada Ω de forma que las borrascas
desarrolladas en superficie no se podrán trasladar hacia el E,
permaneciendo fijas a la derecha e izquierda del anticiclón.
Fig. 90 Anticiclón bloqueador
173
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1.111
FAMILIAS DE BORRASCAS
En algunas ocasiones el frente frío se prolonga en el sector posterior de
una borrasca, ondulándose y formando una nueva depresión por detrás
y más al sur que la inicial.
El proceso puede repetirse hasta formar tres e incluso cuatro
depresiones unidas, que siempre estarán en el lecho de una vaguada de
las ondas de Rossby en altura.
Como consecuencia de lo anterior se forma una sucesión de depresiones
unidas que se denomina familia de borrascas, en las que la primera,
situada más al E, o generadora suele estar ya ocluida mientras que la
última se encuentra en un estado incipiente.
Después de la última borrasca, aparece en altura una dorsal de Rossby
que se manifiesta en superficie como un anticiclón móvil.
Es conveniente observar que al bajar el frente polar en latitud, cada
borrasca generada quedará más al S que la que le precede.
Fig. 91 Familia de borrascas
1.112
ANTICICLONES MOVILES
Los anticiclones móviles aparecen al final de la última depresión de una
familia de borrascas. La irrupción de un anticiclón de estas
características trae consigo aire polar del NW.
174
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Los anticiclones móviles suelen corresponderse con una dorsal de
Rossby en altura. Si dicha onda dorsal se propaga hacia el E en los
niveles altos, el anticiclón en superficie seguirá dicho movimiento.
Debido a esa movilidad la mejoría que supone la llegada de un anticiclón
de este tipo suele ser de corta duración, al contrario de lo que sucede
con los grandes anticiclones estacionarios.
1.113
BAJAS TÉRMICAS
Se forman de manera distinta a las borrascas ondulatorias y su
esquema bárico general corresponde al de un pantano barométrico, con
ausencia de isobaras en superficie o, al menos, con un muy bajo
gradiente de presión.
Suelen producirse en verano debido al calentamiento diurno del suelo
por insolación.
Las capas bajas de la masa de aire se calientan al contacto con el suelo,
disminuyen su densidad y se elevan, produciendo convergencia en
superficie. El aire ascendente adquiere rotación ciclónica por efecto de la
fuerza de Coriollis, con lo que se formará una depresión, con un mínimo
barométrico en el centro.
Estas depresiones son muy estáticas, quedándose sobre la superficie
donde se generaron y carecen de frentes. Pueden producir fenómenos
tormentosos, a veces de gran violencia, sobre todo cuando el aire
ascendente está cargado de humedad y hay una vaguada de Rossby en
altura.
1.114
GOTAS FRIAS
Son depresiones sin frentes que se generan de forma contraria a como
lo hacen las bajas térmicas.
Son borrascas formadas por aire polar muy frío y homogéneo que está
rodeado completamente de aire tropical templado. En su formación
interviene en gran medida la corriente en chorro.
Cuando en altura, en el nivel de los 300 mb, que es donde se encuentra
el jet stream, se produce una rotura de éste, el aire polar a su izquierda
penetra hacia latitudes más bajas. Cuando el chorro vuelve a cerrarse,
regenerándose, aquél aire polar queda aislado, formando un
embolsamiento que se denomina gota fría.
175
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Las gotas frías no poseen frentes, presentando únicamente una capa de
discontinuidad a su alrededor que las separa del aire tropical cálido.
Estos embolsamientos aislados acaban presentando circulación ciclónica
en altura que produce empeoramientos muy bruscos del tiempo en
superficie, aún cuando a nivel del suelo no se detecte depresión alguna.
Si por cualquier circunstancia el embolsamiento de aire polar toca el
suelo, en superficie se presentará como una depresión sin frentes,
formada por aire frío que se trasladará en el mismo sentido que los
vientos de altura, presentando fenómenos meteorológicos similares a
los de un frente frío.
La gota fría irá diminuyendo su actividad paulatinamente según el aire
polar vaya mezclándose con el aire tropical a su alrededor.
Fig. 92 Gota fría
1.115
LOS CENTROS DE ACCION
Hay formas isobáricas de gran extensión y permanencia sobre ciertas
zonas de la Tierra que dirigen, en parte, la circulación atmosférica.
Los grandes anticiclones semifijos y algunas depresiones, también
prácticamente estacionarias y asociadas a aquellos anticiclones, pueden
considerarse centros de acción. Las formas isobáricas móviles que haya
en sus inmediaciones son dirigidas por estos centros de acción que
constituyen campos de deformación permanentes.
176
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Los más importantes son:
CENTROS DE ACCION
HEMISFERIO NORTE
ATLANTICO:
Originan campo de
deformación de
Bermudas, generador
del frente polar atlántico
• Anticiclón
tropical de las
Azores
• Depresión
en
Islandia
• Anticiclón
polar
siberiano
• Bajas presiones
subtropicales
PACIFICO:
Originan campo de
deformación de
Filipinas, generador del
frente polar pacífico
• Anticiclón
tropical
del
Pacífico
• Depresión
de
Aleutianas
• Anticiclón
norteamericano
• Anticiclón
siberiano
• Bajas
ecuatoriales
permanentes
HEMISFERIO SUR
ATLANTICO
•
•
Cinturón
de
altas presiones
subtropicales
Depresiones
sudamericanas
y
africanas,
ambas
hacia
los 40º S
PACIFICO
•
•
Cinturón
de
altas presiones
subtropicales
Depresiones
del
Pacífico
meridional,
hacia los 40º S
La mayoría de las depresiones que afectan al continente europeo son
ondulaciones del frente polar y suelen formarse en la costa NE de EE.UU
o Canadá, desplazándose hacia el NE y ocluyéndose, en general, antes
de llegar a Europa. La gran mayoría son absorbidas por la depresión
semipermanente de Islandia. Sin embargo cuando el frente polar baja
en latitud la trayectoria cambia más hacia el SE llegando al Canal de la
Mancha, Noruega, Finlandia y Europa Occidental. Incluso pueden
producirse ondulaciones del frente polar, generadoras de borrascas que
arrancan del Canal de la Mancha o Europa Central y meridional que
afectan al Mediterráneo, Argelia, etc.
1.116
CICLONES TROPICALES
Las depresiones ondulatorias vistas se forman en el denominado
cinturón de los ponientes, entre los 50º y los 70º de latitud.
Hay otra clase de perturbaciones, formadas por aire caliente y
homogéneo, que se desarrollan con gran violencia y que se generan en
la zona de convergencia intertropical, donde los alisios, de componente
E68, de ambos hemisferios, se encuentran. A estas perturbaciones se las
denomina ciclones tropicales69.
68
Cinturón de los Estes (easterlies).
Dependiendo del área donde se originan se denominan Huracán (zona del Caribe), Tifón (mares
de Japón y China), Willy – willy (zona de Australia), etc.
69
177
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Estas perturbaciones, en función de su intensidad, se clasifican en:
•
•
•
Depresiones tropicales (gale): Cuando sus vientos no alcanzan
fuerza 8 Beaufort.
Borrascas tropicales (storm): Con vientos entre fuerza 8 y 12
Beaufort.
Huracanes (hurricanes): Con vientos de más de fuerza 12
Beaufort, es decir por encima de los 64 nudos de viento.
Los modelos isobáricos de las depresiones ondulatorias y de los ciclones
tropicales son semejantes, en el sentido de que constan de un centro de
bajas presiones rodeado de vientos con circulación antihoraria o
ciclónica. Sin embargo, tienen entre si grandes diferencias, siendo las
más importantes:
•
•
•
•
•
•
Los ciclones tropicales tienen una estructura más simétrica que las
depresiones ondulatorias, siendo aquellos prácticamente circulares
y éstas de forma elíptica.
Los ciclones tropicales no tienen frentes, estando formados por
una masa homogénea de aire ecuatorial cálido y muy húmedo,
mientras que las depresiones ondulatorias tenían dos masas
diferenciadas de aire polar y tropical.
Los ciclones tropicales presentan, afortunadamente, una extensión
mucho menor que las depresiones ondulatorias, con diámetros
medios de unos 500 a 600 km., los primeros, mientras que las
segundas pueden alcanzar los 3.000 km., con diámetros medios
de 2.000 km.
La energía de los ciclones tropicales viene dada por el calor
latente de evaporación, que se libera de un aire muy húmedo
cuando se condensa. Sin embargo, la energía de las depresiones
ondulatorias está dada por el contraste térmico entre las dos
masas de aire que la forman.
La presión en un ciclón tropical puede alcanzar valores muy bajos,
por debajo de los 930 mb., mientras que los mínimos de presión
en las borrascas ondulatorias rara vez están por debajo de los 950
o 960 mb.
Los
ciclones
tropicales
se
manifiestan
con
fenómenos
meteorológicos mucho más violentos que los de las borrascas
ondulatorias. Los ciclones desarrollan nubes tipo Cb que pueden
alcanzar incluso los 15 km., de altura, con precipitaciones muy
intensas y vientos fuertísimos por encima de fuerza 12 Beaufort.
Las borrascas ondulatorias raras veces pasan de fuerza 9 ó 10
Beaufort.
178
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
1.117
GENERACION DE LOS CICLONES TROPICALES
Cuando los alisios de los dos hemisferios convergen en la Zona de
Convergencia Intertropical, se puede producir un abombamiento de la
misma, de la misma forma que ocurría en el frente polar.
Esta ondulación de la ITCZ es condición necesaria, pero no suficiente,
para el origen de un ciclón tropical, que no se forman nunca encima del
propio Ecuador ya que para que aparezca un vórtice con giro ciclónico
de los vientos se requiere la presencia de la fuerza desviadora de
Coriollis, que es nula sobre el Ecuador.
Tampoco se forma ciclones tropicales sobre tierra ya que la otra
condición para que aparezcan es la existencia de masas de aire con
cantidades ingentes de humedad, debido a que el calor latente de
evaporación es la energía termodinámica que mantiene la
perturbación70.
Como se dijo, previamente al nacimiento de un ciclón tropical se debe
producir un abombamiento de la ITCZ debido a la confluencia de los
alisios del NE y los del SE, de los hemisferios norte y sur
respectivamente. Esta ondulación se propaga del E hacia el W y pocas
veces es ciclogenética, al contrario que las ondas del frente polar.
Fig. 93 Formación de ciclones tropicales
Para que aquello suceda es necesario que la onda se vuelva inestable,
debido a un anormal empuje del alisio que rompe la ITCZ y da lugar,
debido a la fuerza de Coriollis, a un remolino de aire que trata de
reestablecer el equilibrio. Así se inicia un ciclón, ahora solo se necesitará
70
Se necesitará que al agua del mar esté al menos a 26ºC ó 27ºC, en una profundidad de al
menos 50 metros.
179
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el alimento de humedad necesario para que la perturbación se
desarrolle.
Debido a la convergencia en el mínimo de presión formado se produce
ascendencia de la masa de aire, que si tiene la suficiente temperatura y
humedad y por tanto una inestabilidad acusada, se condensará al
elevarse, liberando gran cantidad de calor que absorbe el ciclón en
formación.
Al desarrollarse sobre el mar, la chimenea provoca que nueva masa de
aire húmeda y cálida reemplace a la que se eleva, iniciándose un ciclo
de condensación que no se para mientras el ciclón se mueva sobre el
mar. La energía liberada en el proceso es enorme y por eso los ciclones
tropicales dan lugar a fenómenos meteorológico tan violentos. Solo al
llegar a tierra la energía disminuye y el ciclón se debilita, por falta de la
humedad necesaria.
Fig. 94 Planta y corte vertical de un ciclón tropical
Fig. 95 Foto satélite de un ciclón tropical
180
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Podemos observar en la figura 94, la planta de un ciclón tropical, como
un remolino con un mínimo de presión en el contorno de convergencia
de B. Esa zona, entre el contorno convergente y el centro es el ojo del
ciclón, que actúa como un sumidero. El punto H se llama punto
hiperbólico y es importante en el desarrollo dinámico del ciclón tropical,
influyendo en su trayectoria.
En el ojo del ciclón hay corrientes descendentes de aire, como puede
observarse en la figura 94, en el corte vertical. Esto da lugar a que en
esa zona el cielo esté despejado. El diámetro del ojo puede variar entre
15 a 30 km. Las nubes asociadas son potentes Cb, flanqueados por Cs y
As.
En los mapas meteorológicos se designan los ciclones con el símbolo
.
La estructura termodinámica de un ciclón tropical es totalmente distinta
a la de una borrasca. Las borrascas tienen una chimenea central de aire
frío ascendente, con formación de cumulonimbos, rodeada de aire
descendente que se hace cálido, ha perdido su humedad y por tanto se
presenta un cielo sin nubes. Los ciclones tropicales tienen un ojo central
con aire caliente, descendente, sin humedad y por tanto cielo
despejado. El ojo presenta en sus bordes de convergencia una fortísima
ascendencia que enfría la masa de aire originando condensación y
formación de potentísimos Cb. La formación del ojo es la última y más
crítica fase de la transformación de una borrasca tropical en ciclón.
El ciclón tropical, ya formado, tendrá dos núcleos de ascendencia, de
acuerdo con el remolino convergente que se ha podido ver en las figuras
anteriores, entre los que queda el ojo, con lo que definitivamente estará
compuesto por dos borrascas de ojo frío muy cercanas entre si,
separadas por un espacio con masa de aire descendente y por tanto
calentamiento adiabático, que constituye el sumidero u ojo. Podemos
resumir pues que el ciclón tropical surge de la unión de dos borrascas
tropicales de menor tamaño.
Los abombamientos de la ITCZ y su posterior rotura en general dan
lugar a la formación de depresiones o las más de las veces, como
mucho, a borrascas tropicales de ojo frío. Solamente si una de éstas se
aproxima a una nueva onda inestable de la ITCZ se podrá repetir el
proceso, generándose un nuevo remolino ciclónico, que si se desarrolla
antes de que la primera borrasca tropical desaparezca, tenderán a
acercarse y a interaccionar, yuxtaponiéndose, de forma que las
corrientes descendentes de su borde cálido dan lugar a la formación del
ojo del ciclón y a la generación de un ciclón tropical. Esos dos remolinos
girarán alrededor del centro cálido común, formándose los típicos brazos
181
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espirales, con sistemas nubosos convectivos que se mantienen en
puntos diametralmente opuestos respecto al centro.
Resumiendo un ciclón tropical fuerte se compone de los siguientes
elementos.
•
•
•
•
•
•
•
Borrasca: todos los ciclones tropicales giran en torno a un área
de baja presión atmosférica cerca de la superficie de la Tierra. Las
presiones registradas en el centro de los ciclones tropicales suelen
estar entre las más bajas que pueden ocurrir en la superficie
terrestre a nivel del mar.
Núcleo cálido: los ciclones tropicales se caracterizan por la
expulsión de grandes cantidades de entalpía de vaporización
latente como aire húmedo que es elevado y produce la
condensación de su vapor de agua. Este calor es distribuido
verticalmente, alrededor del centro de la tormenta. Por ello, a
cualquier altura dada (excepto cerca de la superficie donde el
agua dicta la temperatura del aire) el ambiente dentro del ciclón
es más cálido que en su alrededor.
Denso Revestimiento Central (CDO): el Denso Revestimiento
Central es un escudo de actividad tormentosa que compone la
porción interna del huracán. Contiene la pared del ojo, y el ojo en
sí mismo. El huracán clásico contiene un CDO simétrico, lo cual
significa que es perfectamente circular y redondo en todos sus
lados.
Ojo: un ciclón tropical presentará un área de aire en hundimiento
en el centro de la circulación. El tiempo en el ojo es normalmente
cálido y libre de nubes (sin embargo, el mar puede ser
extremadamente violento). Los ojos son el hogar de las
temperaturas más frías de la tormenta en superficie, y de las
temperaturas más cálidas en altura.
Pared del ojo: una banda alrededor del ojo de mayor velocidad
de viento, donde las nubes alcanzan la mayor altura y la
precipitación es más intensa. El daño más grave por viento ocurre
mientras la pared del ojo de u huracán pasa.
Bandas lluviosas: las bandas de precipitación y tormentas que
giran ciclónicamente hacia el centro de la tormenta. Las rachas de
viento más fuerte y las mayores precipitaciones suelen ocurrir en
bandas de lluvia individuales, con períodos entre ellas de tiempo
relativamente tranquilo. Normalmente, en las bandas de lluvia se
forman tornados al entrar en tierra.
Salida: los vientos en capas altas de un ciclón tropical se alejan
del centro de la tormenta con una rotación anticiclónica rotación.
Los vientos en la superficie son fuertemente ciclónicos, se
debilitan con la altura, y se invierten a sí mismos. Los ciclones
tropicales le deben esta característica única al núcleo cálido del
centro de la tormenta.
182
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Fig. 96 Foto satélite de un ciclón tropical
1.118
REGIONES DE FORMACION DE CICLONES TROPICALES
Y FRECUENCIAS
Hay siete regiones principales de formación de ciclones tropicales. Son
el Océano Atlántico, las zonas oriental, sur y occidental del Océano
Pacífico, así como el sudoeste, norte y sureste del Océano Índico. A
nivel mundial, cada año se forma una media de 80 ciclones tropicales.
•
•
•
Océano Atlántico Norte: la región más estudiada de todas,
incluye el Océano Atlántico, el Mar Caribe, y el Golfo de México. La
formación de ciclones tropicales aquí varía ampliamente de un año
a otro, oscilando entre veinte a uno por año con una media de
diez (2005 batió el récord al registrar un total de 28). La costa
atlántica de Estados Unidos, México, América Central, las Islas
Caribeñas y Bermudas se ven afectadas frecuentemente por estos
fenómenos. Venezuela, el sureste de Canadá y las islas
"Macaronesias" también se ven afectadas ocasionalmente. La
mayoría de las tormentas Atlánticas más intensas son Hurácanes
del tipo Cabo Verde, que se forman en la costa occidental de
África cerca de las islas de Cabo Verde.
Océano Pacífico Noreste: es la segunda región más activa del
mundo, y la más densa (mayor número de tormentas en una
menor región del océano). Las tormentas que se forman aquí
pueden afectar al oeste de México, Hawaii, norte de América
Central, y en ocasiones extremadamente raras, California.
Océano Pacífico Noroeste: la actividad tropical en esta región
afecta frecuentemente a China, Japón, Filipinas, y Taiwan, pero
también a otros países en el Sudeste asiático, como Vietnam,
Corea del Sur y Indonesia, además de numerosas Islas de
Oceanía. Es, con diferencia la región más activa, convirtiéndose en
183
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•
•
•
•
la tercera de toda la actividad de ciclones tropicales del mundo. La
costa de la República Popular China presencia la mayor cantidad
de entradas en tierra de ciclones en el mundo.
Océano Índico Norte: esta región se divide en dos áreas, la
Bahía de Bengala y el Mar Arábigo, con la Bahía de Bengala
predominando (de 5 a 6 veces más actividad que el Mar Arábigo).
La temporada de esta región tiene dos puntos interesantes; uno
en abril y mayo antes del comienzo del monzón, y otro en octubre
y noviembre justo después. Los huracanes que se forman en esta
región han sido históricamente los que más vidas se han cobrado
— el más terrible, el ciclón Bhola de 1970 acabó con la vida de
200,000 personas. Los países afectados por esta región incluyen a
India, Bangladesh, Sri Lanka, Tailandia, Myanmar, y Pakistán. Y
en raras ocasiones, un ciclón tropical formado en esta región
puede afectar también a la Península Arábiga.
Océano Pacífico Suroeste: la actividad tropical en esta región
afecta mayoritariamente a Australia y Oceanía.
Océano Índico Sudeste: la actividad tropical en esta región
afecta a Australia y Indonesia.
Océano Índico Suroeste: esta región es la menos entendida,
debido a la ausencia de datos históricos. Los ciclones que se
forman aquí afectan a Madagascar, Mozambique, Isla Mauricio, y
Kenia.
A nivel mundial, los picos de actividad ciclónica tienen lugares hacia
finales de verano cuando las temperaturas del agua son las más cálidas.
Sin embargo, cada región particular tiene su propio patrón de
temporada. En una escala mundial, Mayo es el mes menos activo,
mientras que Septiembre es el más activo [20].
En el Atlántico Norte, la temporada es diferente, teniendo lugar desde el
1 de junio al 30 de noviembre, alcanzando su mayor intensidad a finales
de Agosto y septiembre. El pico de actividad estadísticamente de la
temporada de huracanes en el Atlántico, es el 10 de septiembre. El
Pacífico Nordeste tiene un período de actividad más amplio, pero en un
margen de tiempo similar al del Atlántico. El Pacífico Nordeste tiene
ciclones durante todo el año, con un mínimo en febrero y el máximo a
principios de septiembre. En la región del norte del Índico, las
tormentas son más comunes desde abril a diciembre, con picos de
intensidad en mayo y noviembre.
En el hemisferio sur, la actividad de ciclones tropicales comienza a
finales de octubre y termina en mayo. El pico de actividad se registra
desde mediados de febrero a principios de marzo.
184
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Temporadas y número de tormentas
Ciclones
Tormentas Ciclones Tropicales
Inicio de
Final de
Tropicales Tropicales Categoría
Región
Temporada Temporada
(>34
(>63
3 o mayor
nudos)
nudos)
(>95
nudos)
Pacífico
Todo el año
Nordeste
Todo el año
26,7
16,9
8,5
Índico
Sur
Mayo
20,6
10,3
4,3
Pacífico
Mayo
Nordeste
Noviembre
16,3
9,0
4,1
Atlántico
Junio
Norte
Noviembre
10,6
5,9
2,0
Pacífico
Octubre
Sudoeste
Mayo
10,6
4,8
1,9
Índico
Norte
Diciembre
5,4
2,2
0,4
Octubre
Abril
Las cinco categorías, en orden ascendente de intensidad son:
Velocidad del viento
33–42 m/s
119–153 km/h
64–82 kt
74–95 mi/h
Oleaje
1.2–1.5 m
4–5 ft
Presión central
980 hPa
28.94 inHg
185
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Nivel de daños
Velocidad del viento
Sin daños en las estructuras de los edificios. Daños básicamente
en casas flotantes no amarradas, arbustos y árboles.
Inundaciones en zonas costeras y daños de poco alcance en
puertos.
43–49 m/s
154–177 km/h
83–95 kt
96–110 mph
Oleaje
1.8–2.4 m
6–8 ft
Presión central
965–979 mbar
28.50–28.91 inHg
Daños potenciales
Velocidad del viento
Daños en tejados, puertas y ventanas. Importantes daños en la
vegetación, casas móviles, etc. Inundaciones en puertos así
como ruptura de pequeños amarres.
50–58 m/s
178–209 km/h
96–113 kt
111–130 mph
Oleaje
2.7–3.7 m
9–12 ft
Presión central
945–964 mbar
27.91–28.47 inHg
Daños potenciales
Velocidad del viento
Daños estructurales en edificos pequeños. Destrucción de casas
móviles. Las inundaciones destruyen edificaciones pequeñas en
zonas costeras y objetos a la deriva pueden causar daños en
edificios mayores. Posibilidad de inundaciones tierra adentro.
59–69 m/s
210–249 km/h
114–135 kt
131–155 mph
Oleaje
4.0–5.5 m
13–18 ft
Presión central
920–944 mbar
27.17–27.88 inHg
Daños potenciales
Velocidad del viento
Daños generalizados en estructuras protectoras, desplome de
tejados en edificios pequeños. Alta erosión de bancales y playas.
Inundaciones en terrenos interiores.
≥70 m/s
≥250 km/h
≥136 kt
≥156 mph
Oleaje
≥5.5 m
≥19 ft
Presión central
<920 mbar
<27.17 inHg
Daños potenciales
Destrucción de tejados completa en algunos edificios. Las
186
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inundaciones pueden llegar a las plantas bajas de los edificios
cercanos a la costa. Puede ser requerida la evacuación masiva
de áreas residenciales.
1.119
TRAYECTORIAS DE LOS CICLONES TROPICALES
Los ciclones tropicales se desplazan de acuerdo con trayectorias que
dependerán del propio ciclón y del campo general de presiones.
Las posibles trayectorias están comprendidas dentro de amplias franjas,
denominadas lechos de trayectorias de ciclones, de cientos de millas de
anchura, fura de las que no se ha registrado, históricamente, ciclón
tropical alguno. Estas franjas solo tienen interés desde el punto de vista
climatológico ya que lo que verdaderamente interesa a la navegación es
la trayectoria particular de cada ciclón tropical. Es una pena, pero no
hay reglas fijas que determinen la trayectoria de un ciclón tropical, el
cual modificara su camino dependiendo de la evolución del propio ciclón
y del campo bárico.
Si existen algunas normas sobre trayectorias medias, que es importante
recalcar, pueden variar.
Generalmente, las trayectorias medias de los ciclones tropicales
presentan forma parabólica, trasladándose inicialmente, paralelos al
Ecuador, con componente WNW en el hemisferio norte y WSW en el
hemisferio sur71.
Posteriormente modifican su trayectoria, recurvándose la misma y
pasando, primero, a componente NW, y luego al N y al NE en el
hemisferio norte, y a componente SW, y luego S y SE en el hemisferio
sur.
Son normas generales que a veces no se cumplen, encontrando un
número elevado de ciclones que no presentan trayectorias parabólicas.
1.120
CAMPO BARICO DE LOS CICLONES TROPICALES
Las isóbaras de un ciclón tropical presentan formas prácticamente
circulares con centros de presión muy bajos y extensiones relativamente
pequeñas. Lo anterior lleva a concluir que en un ciclón tropical hay un
fortísimo gradiente de presión que genera vientos violentos en el área
de influencia. Como en el resto de depresiones, este gradiente
aumentará de los bordes al centro.
71
Los ciclones tropicales nunca cruzan el Ecuador.
187
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Por lo demás, no hay otras diferencias respecto del campo bárico entre
los ciclones tropicales y otras depresiones.
Este fortísimo gradiente de presión puede servir para detectar con cierta
anticipación la presencia de una perturbación de este tipo.
En el trópico la variación diaria de la presión es muy regular,
presentando forma de marea barométrica. La presencia cercana de un
ciclón tropical hará subir, primero, el barómetro por encima de lo
normal y después se presentará un período corto de pequeñas
oscilaciones, entre 2 y 5 mm, denominado pumping. Según se va
acercando la perturbación, la presión muestra una caída brusca,
pudiendo llegar incluso a valores por debajo de los 940 mb.
1.121
SEMICIRCULOS PELIGROSO Y MANEJABLE – REGIMEN
DE VIENTOS Y MAR
Los ciclones se generan en latitudes bajas, donde la fuerza de Coriollis
es pequeña. Cuando se forma un ciclón el gradiente de presión, que
suele se bajo en aquellas latitudes, crece de una forma espectacular,
empujando la masa de aire hacia el centro del ciclón. Como la fuerza
desviadora de Coriollis es baja, el gradiente de presión queda
equilibrado por la componente ciclostrófica, debida a la fuerza centrífuga
de una masa de aire girando en un círculo pequeño. Es por esto que las
isóbaras en un ciclón tropical son prácticamente circulares.
Sin embargo, las isóbaras no están espaciadas de forma uniforme sino
que se presentan más juntas hacia el lado del polo elevado, es decir en
dirección hacia el anticiclón. Es por ello que en esa zona se producen los
vientos más fuertes, los chubascos más violentos y la mar más confusa.
La circulación y distribución del viento en un ciclón es una derivada del
campo isobárico del mismo.
De forma radial, podemos observar tres anillos de circulación. Desde la
parte exterior del ciclón la velocidad del viento aumenta hacia el centro,
desde unos 30 a unos 55 km/h. En el anillo central las velocidades
pasan a ser del orden de 55 a 180 km/h. Ya a unas 30 millas del centro
del ciclón la velocidad puede estar en el orden de los 200 a 250 km/h.
Las rachas pueden aumentar hasta en un 50% las velocidades
expuestas.
Con el aumento del gradiente de presión hacia el centro va aumentando
progresivamente la velocidad del viento y va disminuyendo el ángulo
188
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que forma el vector viento con las isóbaras, de forma que en las
proximidades del centro aquél es sensiblemente paralelo a éstas.
En el borde del ojo es donde los vientos alcanzan su máxima intensidad.
Una vez que se entra en la zona del ojo, el viento se calma, aunque la
mar es confusa, viniendo de todas direcciones, siendo ésta la zona
donde las olas son mayores, pudiendo alcanzar alturas de 15 metros o
más.
Fig. 97 Vientos e isobaras en un ciclón tropical
Una vez sobrepasado el ojo el viento saltará muy fuerte, soplando de
una dirección diametralmente opuesta a la que soplaba antes de llegar
al vórtice.
Se podrá considerar al ciclón dividido en dos semicírculos, en función de
la trayectoria del mismo.
Tomando la dirección del desplazamiento del ciclón, en el hemisferio
norte llamaremos semicírculo derecho al que está al E de esa trayectoria
y semicírculo izquierdo al que queda al W de la misma. Ambos
semicírculos quedarán separados por la trayectoria del ciclón. En el
hemisferio sur, será a la inversa.
En el hemisferio norte el semicírculo derecho es el peligroso y el
izquierdo es el manejable, siendo al contrario en el hemisferio sur.
189
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Fig. 98 Semicírculos manejable y peligroso en un ciclón tropical
Tomemos como ejemplo un ciclón tropical en el hemisferio norte que se
desplaza a lo largo de su trayectoria a 30 nudos (ver figura 99).
Supongamos que los vientos en el centro tienen velocidades de 110
nudos. Está claro que el movimiento de la masa de aire en el
semicírculo de la derecha tendrá una velocidad de 140 nudos, ya que
viento y ciclón se mueven en la misma dirección, mientras que en el
semicírculo de la izquierda, se mueven en sentidos contrarios, con lo
que la velocidad del viento bajará a 80 nudos. Las cifras indicadas
serían máximas, es decir representarían las máximas diferencias de
velocidad de viento en el caso expuesto, que sucede cuando viento y
ciclón se mueven en la misma dirección y sentido o en la misma
dirección y sentidos opuestos.
Además, debido a la dirección del viento y Lamar en el semicírculo
peligroso, el buque se verá arrastrado hacia la parte delantera de la
trayectoria del ciclón, con lo que tiene alta probabilidad de que le pase
el ojo por encima.
Ya se dijo, también, que los ciclones en el hemisferio norte recurvan a
trayectoria hacia la derecha, con lo que el buque que se encuentre en el
semicírculo peligroso, y sobre todo en la zona anterior de ese
semicírculo, corre especial riesgo de que le pase el vórtice por encima.
190
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Sin embargo, si el buque se encuentra en el sector manejable, el viento
y la mar lo arrastrarán hacia la parte posterior de la trayectoria, con lo
que el ciclón tendrá tendencia a alejarse de él.
En el hemisferio sur, sucede a la inversa.
Fig. 99 Esquema de vientos en ambos sectores de un ciclón tropical
En el ojo del ciclón no hay viento o soplan brisas ligeras, sin embargo la
mar es arbolada o enorme, viniendo de todas direcciones. El cielo en el
ojo estará despejado, debido a las corrientes de aire descendentes y la
presión será máxima.
En cualquier zona del ciclón el peligro es extremado. El viento que sopla
en la parte anterior del ciclón, levantando la mar correspondiente, actúa
como pared contra el viento que sopla en la parte posterior y la mar que
éste levanta. Esto hace que las olas se eleven considerablemente, con
paredes muy verticales y rompientes peligrosísimas.
191
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Según nos vamos alejando del ciclón encontraremos mar de leva con
gran período y longitud de onda que vendrá de una dirección contraria
al viento reinante y que se desplaza a una velocidad 4 ó 5 veces mayor
que la del ciclón, por lo que sus efectos se dejan sentir a distancias
considerables del ciclón.
Desde el centro del ciclón partirán trenes de olas en todas direcciones.
Las formadas en el semicírculo manejable estarán menos tiempo bajo el
azote del viento, con lo que tendrán un fetch menor y por tanto menos
altura. Las generadas en el semicírculo peligroso, por razones
contrarias, alcanzarán una altura mayor y se propagarán a mayor
distancia.
En la costa, un día o dos antes de la llegada del ciclón se empezará a
dejar sentir el efecto de la marea anormal producida por el ciclón,
subiendo las aguas algunos metros por encima del nivel normal.
Fig. 100 Mar de leva en un ciclón tropical
192
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
1.122
CICLONES
PRECIPITACION
TROPICALES
–
NUBOSIDAD
Y
Ya se ha visto que la convergencia que se produce en un ciclón y el
efecto Coriollis hace desplazarse la masa de aire en un movimiento
espiral ascendente, casi vertical en los bordes del ojo. El ascendo
provoca un enfriamiento de la masa de aire con la consecuente
condensación del vapor.
Las nubes que se formarán van desde los Cs en los bordes del ciclón,
pasando por As, Ns y Cb, estos últimos ya en la zona central, en los
bordes del ojo.
Las precipitaciones en un ciclón tropical son muy intensas, con fuertes
lluvias y, generalmente, con gran aparato eléctrico. Las lluvias puede
comenzar entre las 100 a 150 millas del centro, disminuyendo la
visibilidad y la temperatura. En el ojo del ciclón disminuye o desaparece
la nubosidad, para, por tanto, la lluvia y aumenta la visibilidad y la
temperatura. Pasado el ojo, vuelven a producirse lluvias violentas, con
nubosidad similar y condiciones iguales a las que sucedían antes del ojo.
Una vez pasado el ciclón las lluvias disminuyen rápidamente y las nubes
pasan a ser del tipo fractostratos y fractocúmulos.
1.123
INDICADORES DE LA PRESENCIA DE UN CICLON
Hay una serie de fenómenos definidos que, cuando se presentan
simultáneamente, permiten predecir la presencia de un ciclón.
El tiempo en los trópicos suele ser bastante estable, repitiéndose de un
día para otro. Es por esto que, en algunas ocasiones, se podrá prever la
presencia de un ciclón por los pequeños cambios de aquellas
condiciones de estabilidad.
Debido a las corrientes descendentes de aire que se producen en los
bordes de un ciclón, la masa de aire es, en las proximidades de un
ciclón, más clara, seca y fría que la masa dentro del ciclón. Por tanto,
los ciclones suelen estar precedidos por días anormalmente claros, para
las latitudes tropicales, y con muy buena visibilidad. Según se va
acercando el ciclón la atmósfera se hace más húmeda y templada.
De entre los signos indicadores que aparecen, uno de los primeros que
se presenta es la mar de leva, que en este caso no suele coincidir con la
dirección del viento reinante. Comenzarán a llegar olas con longitudes
de onda mayores que el mar reinante, poco a poco las olas irán
193
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aumentando su tamaño, con signos de mar gruesa y elevándose la
marea sobre su nivel normal.
Antes de la llegada del ciclón aparecerán Ci, convergiendo hacia un
punto del horizonte, en el cual se encuentra en centro del ciclón. A la
salida y puesta de Sol, estas nubes presentarán un color rojizo muy
brillante.
En las zonas tropicales la presión media suele estar entre los 1.015 a
1.016 mb. Cuando se presenta un ciclón la presión desciende por debajo
de la media, de forma lenta al principio y mucho más rápido después. Si
se observan bajadas de presión de unos 3 mb., por debajo de la media
correspondiente a la estación, se deberá permanecer atento. Si la
bajada de presión está por encima de los 5 mb., por debajo de la media,
es clara la presencia de un ciclón, probablemente a menos de 200
millas.
Pueden distinguirse tres fases distintas en el descenso de la presión
cuando un ciclón está pasando:
•
•
•
Primero hay un suave descenso que no enmascara, todavía, la
variación diurna o marea barométrica. El ciclón se encuentra a
una distancia entre las 120 y las 500 millas.
Después se produce una bajada de presión que ya enmascara casi
de forma total la variación diurna de presión. El ciclón se
encuentra entre las 60 y las 120 millas.
Posteriormente se produce un descenso muy rápido que nos indica
que el ciclón se encuentra a menos de 60 millas.
Cuando un ciclón se acerca, en sus proximidades se produce un salto
brusco del viento, con respecto al dominante, a la vez que aumenta su
fuerza.
En la zona de formación de ciclones, suelen soplar alisios, con
intensidades de 20 a 30 km/h, del NE o del SE. Aumentos de un 25% en
esa intensidad, o la presencia de viento de la misma intensidad pero de
direcciones opuestas, con componente W, son signos indicadores de la
presencia de un ciclón.
Las lluvias que acompañan a los ciclones suelen a más de 100 millas del
centro, con lluvias más intensas en la parte anterior que en la posterior
de un ciclón. Primero aparecen chubascos que van aumentando de
intensidad según se aproxima el centro, en las proximidades del cual la
lluvia cae a torrentes.
194
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
1.124
DETERMINACION DE LA SITUACION DEL BUQUE CON
RESPECTO AL CICLON
Si navegando, se observan los signos indicadores anteriores, o
disponemos de información meteorológica de los distintos servicios
hidrográficos, informándonos de la presencia de un ciclón, deberemos
poner mar por medio lo más rápidamente posible, alejándonos del
centro del ciclón.
Para situar al buque en una posición de seguridad con respecto al ciclón,
se deberá intentar conocer:
•
•
•
La demora y distancia del centro del ciclón.
En que semicírculo del ciclón se encuentra el buque.
La probable trayectoria que seguirá el ciclón.
En caso de no disponer de información meteorológica precisa, se deberá
confiar en las observaciones que se hagan desde a bordo.
De acuerdo con la conocida ley de Buys – Ballot, si en el hemisferio
norte, nos situamos cara al viento, el centro de una depresión se
encontrará entre 8 a 10 cuartas a la derecha. En el hemisferio sur
sucede a la inversa, como ya es sabido.
Teniendo en cuenta que las isobaras de un ciclón son casi circulares y
que el viento se aproxima a su dirección mucho más sensiblemente que
en una depresión ondulatoria, tanto más cuanto más nos acercamos al
centro del mismo, al iniciar el barómetro un descenso rápido, el centro
se encontrará a unas 12 cuartas a la derecha de la dirección de donde
sopla el viento. Con barómetros que han descendido 10 mb., por debajo
de la presión normal, la demora al centro será 10 cuartas, para
descenso de 20 mb., la demora será de 8 cuartas. En el hemisferio sur
estos ángulos se deberán tomar hacia la izquierda de la dirección de
donde sopla el viento.
Será aconsejable intentar determinar la dirección del viento verdadero,
por ejemplo mirando el movimiento de las nubes, ya que el viento en
altura es paralelo a las isobaras. Si la determinación de la dirección se
realiza mediante este método, el centro del ciclón se encontrará
exactamente a 8 cuartas, a la derecha en el hemisferio norte y a la
izquierda en el sur.
Con esta demora del centro, el descenso de la presión y la intensidad
del viento se puede tener aproximadamente la distancia que hay al
centro del ciclón.
195
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Para un observador que se dirigiera al centro del ciclón de forma
perpendicular a las isóbaras del mismo, los descensos horarios de la
presión en función de la distancia al ojo, estarían, aproximadamente, de
acuerdo con la siguiente tabla:
DISTANCIA APROX. AL CENTRO (nm)
DESCENSO HORARIO DE LA PRESION
(mb)
250 a 150
150 a 100
100 a 80
80 a 50
0,7
2,0
2,7
4,0
a
a
a
a
2,0
2,7
4,0
5,5
Cuando la intensidad del viento es fuerza 6 Beaufort, el centro,
aproximadamente, estará a unas 200 nm. Cuando arrecia a fuerza 8,
estará a menos de 100 nm.
En líneas generales, si se observa un descenso de la presión media72 por
encima de los 5 mb., el centro del ciclón se encontrará a menos de 200
nm.
1.125
DETERMINACION DEL SEMICIRCULO EN EL QUE ESTA
EL BARCO
Para saber con precisión en que semicírculo está el barco se deberá
tener una clara apreciación del cambio que se produce en la dirección
del viento.
Para ambos hemisferios, cuando el viento rola en sentido horario el
buque está en el semicírculo derecho; si el viento mantiene una
dirección constante, el buque está cerca o encima de la trayectoria del
ciclón; cuando el viento rola en sentido antihorario, el buque está en el
semicírculo izquierdo.
Para poder determinar con claridad en que semicírculo se encuentra el
buque, y a menos que se conozca el desplazamiento relativo del buque
con respecto al ciclón, que implica conocer, además de nuestra
trayectoria, la del ciclón, es aconsejable aproarse de forma transitoria al
viento y ver como rola el viento. Sino hacemos esto, o conociendo los
movimientos de ciclón y buque, resolvemos un problema de
movimientos relativos para conocer verdaderamente como ha rolado el
viento, corremos el riesgo de equivocarnos, con consecuencias fatales
para la seguridad de la tripulación y del barco. Si a la vez, se observa el
barómetro se podrá saber si estamos en el cuadrante anterior, la
presión disminuye, o posterior, la presión aumenta.
72
La presión media se puede obtener en los Pilot Charts.
196
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Fig. 101 Vientos en un ciclón tropical
Si estudiamos un ciclón en el hemisferio norte, cuando los vientos
proceden de direcciones comprendidas entre el N y el W, es decir de un
sector designado como A en la figura que sigue, el barco se encontraría
en el semicírculo manejable, mientras que si soplan de direcciones
comprendidas entre el S y el E, es decir sectores designados como B en
aquella figura, el barco se encontraría en el semicírculo peligroso. En
caso de que el viento procediese de direcciones comprendidas entre el E
y el NE, el buque estaría en el cuadrante anterior derecho, es decir la
zona avanzada del semicírculo peligroso, donde los vientos serán más
violentos.
197
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Fig. 102 Distintos sectores en los ciclones tropicales
1.126
ESTIMACION DEL MOVIMIENTO FUTUTO DEL CICLON
Es de suma importancia para el marino conocer la trayectoria futura y la
velocidad con la que se moverá el ciclón por ella.
En general, los ciclones tropicales siguen la circulación de la masa de
aire alrededor de los anticiclones permanentes existentes en los
océanos.
Hablando del hemisferio norte, en los inicios del ciclón, éste se
encontrará bajo la influencia de los alisios del NE, con lo que la
componente del movimiento de aquél será hacia el WNW. Cuando el
ciclón sobrepasa las latitudes medias, aproximadamente los 30º,
comenzará a encontrarse con vientos de componente W, con lo que su
trayectoria se modificará, recorvándose para pasar primero al N y luego
al NE.
198
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Fig. 103 Régimen de vientos y recurva del ciclón
Puede suceder que esas zonas de altas presiones permanentes se
encuentren muy desarrolladas hacia el norte, con lo que el ciclón en vez
de recurvarse seguiría una trayectoria casi rectilínea, siguiendo el
campo isobárico y régimen de vientos del anticiclón.
La presencia de bajas presiones, en cambio, no tendrán influencia
alguna sobre la trayectoria del ciclón.
Fig. 104 Régimen de vientos y recurva del ciclón
199
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Inicialmente, los ciclones suelen desplazarse a velocidades inferiores, en
general, a 15 nudos, sin embargo, después de recurvarse y tomar su
trayectoria componente E, pueden moverse a velocidades de entre 20 y
30 nudos.
En cualquier caso, la trayectoria real de un ciclón queda determinada
por los vientos en altura. Además, como se sabe, el ciclón extrae su
energía del calor liberado en la condensación, por lo que es al nivel
donde se produce ésta donde se encuentra el verdadero centro de un
ciclón.
Se aconseja realizar al menos dos cálculos para la determinación de la
posición del centro, de la manera ya explicada, con intervalos de unas 2
a 4 horas entre ambos, teniendo en cuenta el desplazamiento del
buque.
Ya se dijo también, que puede resultar complicado realizar aquellos
cálculos con el buque navegando, por lo que se aconseja parar mientras
se llevan a cabo los cálculos.
Será muy difícil, por no decir imposible que el ciclón se desplace hacia el
Ecuador y, además, si se encuentra en latitudes inferiores a los 20º,
será poco probable que su trayectoria tenga componente E.
1.127
DISPOSICIONES DEL CONVENIO INTERNACIONAL
PARA LA SEGURIDAD DE LA VIDA HUMANA EN LA MAR
(SOLAS) SOBRE CICLONES
Se adjunta un extracto de las reglas 2 y 3 del Capitulo V del Convenio
SOLAS:
“El Capitán de todo buque que se encuentre en presencia de un ciclón
tropical está obligado a informar, por todos los medios a su alcance, a
todos los buques que se encuentren en sus proximidades, así como a las
autoridades competentes”.
No se especifica una forma determinada de comunicación y la
información puede transmitirse en lenguaje claro, a ser posible en
inglés, o usando el Código Internacional de Señales.
“Esta obligación debe entenderse con criterio amplio y la información
será transmitida siempre que el Capitán tenga motivo para sospechar
que se está formando un ciclón tropical o ya está formado cerca de él”.
200
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
“En el mensaje deberá figurar la hora (UTC) y la situación del buque en
el momento de hacer la observación, proporcionando la mayor cantidad
de datos disponibles, entre otros”:
•
•
•
•
•
Presión barométrica y la unidad de medida (mb, mmHg, etc), a
ser posible corregida, indicando si efectivamente se ha realizado
dicha corrección.
Tendencia barométrica durante las últimas 3 horas.
Viento real, dirección y fuerza Beaufort.
Estado de la mar, altura de la mar tendida y dirección de donde
viene. Si es posible indicar período o longitud de onda de la mar
de leva.
Rumbo verdadero y velocidad del buque.
“Cuando haya habido un aviso de ciclón emitido por el Capitán de un
barco, será conveniente, pero no obligatorio, efectuar observaciones
posteriores, que se transmitirán cada hora a ser posible, aunque en
ningún caso a intervalos que excedan las 3 horas, durante el tiempo que
el buque se encuentre bajo la influencia del ciclón”
1.128
NORMAS DE MANIOBRA
Ante la presencia de un ciclón tropical lo primero será tratar, por todos
los medios, de alejarse del centro de aquél. Esto habrá que hacerlo
antes de que le viento arrecie y la mar aumente en una forma que limite
la libertad de movimientos del buque. Esta situación comenzará a
ocurrir cuando el centro del ciclón se encuentre a unas 200 millas del
buque, con viento fuerza 7 a 8 Beaufort.
Si después de determinar la posición del centro del ciclón, el Capitán
estima encontrarse por detrás del mismo o en la parte posterior del
semicírculo manejable, será suficiente con que siga el rumbo que lo
aleje más rápidamente del ciclón. La anterior medida podrá, también
adoptarla, aunque el ciclón se encuentre más cerca, cuando, para las
condiciones de mar y viento en que se halle, su barco dispone de una
potencia de máquinas y suficiente resistencia estructural y estabilidad
adecuada, para dar 20 nudos de velocidad.
En cualquier caso se podrán seguir las reglas generales expuestas a
continuación:
•
En el hemisferio norte: Cuando el viento rola en sentido horario
el buque se encuentra en el semicírculo peligroso, con lo que se
deberá navegar lo más rápidamente posible con el viento abierto
de 1 a 4 cuartas por la amura de estribor y continuar cayendo a
201
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estribor a medida que role el viento, con la finalidad de alejarse de
la succión del ojo y de ser arrastrado a la trayectoria del ciclón. En
caso de que el buque cabecease fuertemente, dando pantocazos
violentos, se deberá reducir velocidad manteniéndose a la capa.
Mientras se tenga el viento por la amura de estribor se deberá
vigilar cualquier cambio en la dirección del viento. Si el viento
continúa rolando en sentido horario el buque, todavía, estará en el
semicírculo peligroso, con lo que se deberán seguir las mismas
instrucciones de gobernar con el viento por la amura de estribor
hasta que el ojo del ciclón pase por la popa. En un velero, se
gobernará de ceñida por estribor y se irá cayendo a estribor a
medida que el viento rola. Cuando el viento permanece constante
de la misma dirección, o cuando rola en sentido antihorario, de tal
manera que parece que el buque se encuentra o en las
proximidades de la trayectoria, o en el semicírculo manejable,
respectivamente, se deberá navegar con el viento bien abierto por
la aleta de estribor, a la velocidad máxima posible, cayendo a
babor según va rolando el viento. En un barco de vela, se
navegará a un largo por la aleta de estribor. Se mantendrá,
también, vigilancia constante de la dirección del viento, ya que si
sigue rolando en sentido antihorario, el buque continuará en el
semicírculo manejable y el centro del ciclón pasará por la popa,
pero si el viento cambia y rola en sentido horario, se deberá tener
mucho cuidado de no caer en el semicírculo peligroso, alterando el
rumbo para navegar con el viento por la amura de estribor. A
veces es bastante complicado determinar si el buque se encuentra
en el semicírculo peligroso o cerca de la trayectoria del ciclón,
pues el viento no siempre se comporta según las reglas en estas
zonas.
Si el viento permanece de la misma dirección, lo cual hace pensar
que el buque se encuentra en la trayectoria del ciclón, se deberá
seguir un rumbo que mantenga el viento por la aleta de estribor,
para conseguir saltar al semicírculo manejable. Cuando el viento
haya rolado una cantidad apreciable, por encima de los 20º, en
sentido antihorario, el buque se encontrará franco en el
semicírculo manejable.
Dentro de la zona del temporal, la mar vendrá de una dirección
situada a la derecha del viento, en el hemisferio norte, formando
viento y mar un ángulo de entre 2 a 3 cuartas en el semicírculo
anterior, de 3 a 5 cuartas en el cuadrante posterior izquierdo y de
1 a 2 cuartas en el cuadrante posterior derecho.
202
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Fig. 105 Régimen de vientos y recurva del ciclón
Para los buques de la figura tendremos:
-
-
-
El buque A se encuentra en el semicírculo peligroso con el
barómetro bajando, por lo que pone la capa a estribor y
navega con el viento amurado unas 3 cuartas, alejándose
del ciclón. El barómetro dejará de bajar cuando se
encuentre en la posición A1, pudiendo volver al rumbo
primitivo cuando se encuentre en A2.
El buque B está en el semicírculo manejable, con el
barómetro bajando, por lo que pone la aleta de estribor al
viento y sigue cayendo a babor según va rolando el
viento. El barómetro empezará a subir poco a poco,
dejando al ciclón por la popa.
El buque C se encuentra en la trayectoria del ciclón, con
lo que procederá igual que el buque B.
El buque D se dirige hacia el centro del ciclón. Si procede
de acuerdo a las reglas, acercando su proa al viento,
observará que éste rola en sentido horario y que el
203
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
barómetro empieza a subir, lo que permitirá deducir que
el buque se encuentra en el cuadrante posterior del
semicírculo peligroso, por lo que deberá mantener el
viento amurado por estribor durante unas horas hasta
que se vaya alejando del centro del ciclón. En cambio, si
no cumple las reglas y por tanto no se amura al viento
por estribor, como su velocidad, probablemente será
mayor que la de desplazamiento del ciclón, el movimiento
relativo le llevará a la posición D1, observando que el
viento rola en sentido antihorario y que su barómetro
baja, pensando de forma errónea que se encuentra en el
cuadrante anterior del semicírculo manejable, con lo que
si actúa bajo este supuesto y pone aleta de estribor al
viento, cumpliendo ahora las normas, se dirigirá
directamente al cuadrante peligroso.
•
En el hemisferio sur: Cuando el viento rola en sentido
antihorario el buque se encontrará, con mucha probabilidad, en el
semicírculo peligroso, con lo que deberá navegar recibiendo el
viento de 1 a 4 cuartas, dependiendo de la velocidad, abierto por
babor y tendrá que seguir cayendo a babor según vaya rolando el
viento. Un barco de vela deberá ceñir por babor, orzando a
medida que el viento role. Cuando la dirección del viento es
constante o si rola en sentido horario, el buque se encontrará en
las proximidades de la trayectoria del ciclón o en el semicírculo
manejable, respectivamente. Un barco de propulsión mecánica
deberá gobernar manteniendo el viento por la aleta de babor, a la
mayor velocidad posible, modificando su rumbo a estribor según
vaya rolando el viento, para mantener aleta al mismo. Un barco
de vela navegará a un largo por la aleta de babor, arribando para
mantener el viento por la aleta de babor según vaya rolando el
viento.
Con el fin de prever una trayectoria errática del ciclón puede ser
efectivo dibujar en la carta un sector de peligro. Para ello, partiendo de
la situación del centro del ciclón, por ejemplo proporcionada por un
servicio meteorológico o calculada a bordo, se traza una recta en la
dirección prevista de movimiento del ciclón. A cada lado de esta
trayectoria prevista se trazarán dos rectas 40º abiertas de la primera,
formando un sector que tendrá de radio la distancia que se estime que
recorrerá el ciclón en 24 horas. El sector así formado será el lugar
geométrico donde se espera encontrar el ciclón en las siguientes 24
horas. El proceso se repetirá cada 24 horas actualizando datos y, por
tanto, sectores. El buque deberá alejarse de los sectores así formados lo
más rápidamente posible.
204
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Fig. 106 Sectores de peligro en un ciclón tropical
Consideremos la situación de la figura, en la situación B1, con rumbo S,
navegando a 20 nudos. En ese momento recibe aviso de ciclón que se
encuentra por su proa, desplazándose según trayectoria T1, hacia el NW
a 10 nudos.
Lo aconsejable será trazar en la carta el sector 1, poniendo rumbo al SE
con objeto de evitar el ciclón, alejándose lo más rápidamente posible.
Aunque un rumbo SE podría colocar al buque en el sector peligroso del
ciclón, debido a que éste se encuentra todavía bastante lejos, se toma
esta decisión para evitarlo, ya que si se navegase al SW podría pasar
por encima del buque.
Doce horas después, al encontrase el buque en B2 se recibe información
de que el ciclón ha modificado su trayectoria a T2, desplazándose al
NNE, a unos 18 nudos.
205
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Se dibujará en la carta el sector 2, suponiendo que el ciclón continuará
con esa trayectoria y deduciendo que el ciclón puede encontrarse en su
punto de recurva, con lo que se cambia rumbo al SW, para apartarse del
sector de peligro y pasar a la parte posterior de la trayectoria.
Sin embargo 12 horas más tarde se recibe aviso de que el ciclón ha
vuelto a modificar su trayectoria, moviéndose hacia el NW de nuevo a
10 nudos.
Se trazará el sector 3, comprobando que el rumbo del buque lo lleva
directamente hacia el ciclón, por lo que se decide de nuevo alterar la
derrota poniendo rumbo hacia el E. De esta manera el buque se pondrá
en franquía del ciclón, manteniendo la vigilancia y estudiando las futuras
informaciones para decidir cuando volver al rumbo inicial.
•
Caso de encontrarse el buque en la recurva: La peor situación
se produce cuando el barco se encuentra en las proximidades de
la recurva del ciclón, ya que es en ese punto donde cambia
bruscamente de dirección, pudiendo hacer que el barco cambie de
semicírculo o quedar en la misma trayectoria de la perturbación.
Aquí es donde se hace fundamental mantener una estrecha
vigilancia de cómo rola el viento para determinar de forma cierta
la situación del buque con respecto al ciclón.
Si nos atenemos de forma estricta a las reglas de maniobra el
buque se mantendrá en el semicírculo manejable, o, en caso de
encontrarse en el peligroso pasará a aquél, e irá alejándose del
ciclón.
Veamos el hipotético caso de un barco que, en el hemisferio norte,
se encuentra por delante de la trayectoria de un ciclón tropical,
como puede apreciarse en la figura que sigue - posición a) - .
Supongamos que el Capitán no recibe información alguna de los
servicios meteorológicos y el ciclón está acercándose a su punto
de recurva. La hipótesis planteada es uno de los peores casos en
los que un buque puede encontrarse ante un ciclón.
El Capitán, de acuerdo con las reglas, se aproa al viento y
mantiene la velocidad mínima de gobierno. De esta forma
comprueba que el viento rola en sentido horario, con lo que
supone que el buque se encuentra en el semicírculo derecho, con
un ciclón desplazándose más o menos hacia el NW. Siguiendo las
reglas, pone amura de estribor al viento y la máxima velocidad
que le permiten las condiciones de mar y viento.
206
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Fig. 107 Buque en la recurva de un ciclón tropical
A pesar de su maniobra, y debido a la trayectoria en recurva y los
duros viento y la mar gruesa, el buque se ve arrastrado hacia la
posición b). Durante ese intervalo, entre las posiciones a) y b), el
Capitán observa que el viento rola muy levemente primero hacia
la derecha y luego hacia la izquierda, y además aumenta en
intensidad. De lo anterior deduce que el buque se encuentra en o
cerca de la trayectoria, por lo que, siguiendo las reglas, gobierna
para recibir el viento por la aleta de estribor, consiguiendo con ello
pasar al semicírculo manejable – posición c) -.
207
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A partir de esa situación, el Capitán observa ya que el viento rola
en sentido antihorario y el barómetro sube, con lo que deduce que
el ciclón se está alejando hacia el E.
Si el Capitán no hubiese observado cuidadosamente los cambios
de viento y no hubiese seguido las normas de maniobra se habría
metido directamente en el ojo del ciclón con las peligrosísimas
consecuencias derivadas.
En cualquier caso, lo que nunca debe hacerse, es correr el temporal con
el viento por la popa, ya que dicha maniobra conduciría,
inevitablemente, al buque hacia el centro del ciclón.
1.129
TORNADOS
Los tornados son fenómenos meteorológicos de características muy
distintas a los ciclones. Por ejemplo en la zona de África Occidental,
generalmente en el Golfo de Guinea, se conoce con este nombre a las
líneas de turbonada que acompañan a las tormentas.
Se hincan de forma repentina y duran poco, entre 1 a 10 horas a lo
sumo. La línea de turbonada a lo largo de la que se desarrollan estos
tornados se desplaza de E a W. Este fenómeno puede suceder de día o
de noche, aunque suelen ser mucho más frecuentes de día debido a que
el calentamiento diurno provoca una convección térmica que favorece la
inestabilidad necesaria para que se produzca este fenómeno
meteorológico.
Los tornados consisten en un violentísimo remolino de aire que se
caracteriza por una nube en forma de cono invertido que parece colgado
de un grandísimo cumulonimbo. Suelen estar acompañados de intensas
lluvias y granizo y, a veces rayos y relámpagos.
Dentro del tornado los vientos giran en sentido antihorario, en el
hemisferio norte, y en sentido horario en el hemisferio sur, a
velocidades que superan frecuentemente los 200 nudos. Su diámetro es
muy pequeño, entre 50 y 1.500 metros, con medias de 300 a 400
metros, por lo que presentan un altísimo gradiente de presión, del
orden de 300 mb entre la periferia y el centro. Estos altísimos
gradientes solo pueden ser equilibrados por un giro rapidísimo de la
masa de aire y por la fuerza centrífuga derivada. Estos elevados
gradientes hacen estallar literalmente los objetos como edificaciones,
etc. El remolino en forma de cono invertido se hace visible debido a la
condensación del vapor de agua. Las corrientes ascendentes son tan
208
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fuertes que pueden levantar objetos pesados como animales, tejados,
coches, etc., lanzándolos a unos cuantos cientos de metros.
Gracias a que los tornados no duran más que unas pocas horas y a la
relativamente pequeña franja que afectan, sus daños no alcanzan las
proporciones de los derivados de los ciclones tropicales.
Los tornados suelen formarse en verano en la zona situada al E de las
Montañas Rocosas en EE.UU. La mayor frecuencia se da en los valles
altos del Mississippi y del Missouri, y van asociados a depresiones en las
que se producen grandes diferencias térmicas que provocan las
corrientes convectivas necesarias para producirlos. La razón de la
frecuencia de los tornados en estos lugares es que debido a la ausencia
de una barrera montañosa el aire húmedo del Golfo de México entra en
contacto con la masa de aire que se desplaza hacia el S procedente de
Canadá. Entonces se produce un fuerte remolino convectivo que deja en
superficie un vacío que debe ser rellenado por masa de aire que se
precipita horizontalmente.
También se forman tornados en Australia y escasas veces en Europa,
aunque con menos violencia.
Los tornados o turbonadas de la Costa de Guinea, mencionados al inicio
de este epígrafe no tienen una formación equivalente y no pueden ser
considerados verdaderos tornados.
Tampoco se deben confundir con las conocidas como trombas marinas,
que son tornados oceánicos de carácter mucho menos violento y de
menor extensión. Se forman, también, partiendo de un cumulonimbo
del que cuelga una nube alargada de forma cónica que empieza a
descender hacia el mar. Antes de que la base de esa nube cónica toque
la superficie del mar se forma una violenta conmoción que proyecta
agua hacia arriba unos pocos metros. No suelen durar más allá de
media hora, atenuándose su efecto por las diferentes velocidades de su
parte superior e inferior por lo que acaban rompiéndose
aproximadamente a un tercio de su altura desde la base.
Son resultado, al igual que el tornado, de la inestabilidad convectiva,
ocasionada por encuentro de dos masas de aire una fría y otra muy
caliente.
1.130
CIRCULACION GENERAL DE LA ATMOSFERA
Se conoce por circulación general de la atmósfera la distribución media
de las corrientes de las masas de aire sobre la Tierra a gran escala,
209
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prescindiendo de las perturbaciones a menor escala, conocidas como
perturbaciones sinópticas, y de las perturbaciones de tipo local.
La circulación general cae dentro del campo de la Termodinámica y de la
Hidrodinámica y deben tenerse en cuenta no solo las condiciones en
superficie sino también en altura. Los modelos de esta circulación
general todavía no están completamente resueltos.
Para establecer una teoría general de circulación atmosférica partimos
de la hipótesis de considerar una Tierra inmóvil. En este sentido, habría
una fuente caliente en el Ecuador y una fría en los Polos. Debido al
desigual calentamiento, el aire cálido y poco denso del Ecuador se
elevaría dirigiéndose por los niveles altos hacia los polos, en donde, ya
más frío y denso caería para volver al Ecuador por los niveles bajos,
cerrando el circuito.
El modelo así definido supone ascendencia en el Ecuador y descendencia
en los polos, formándose un doble torbellino térmico. Por tanto, de
acuerdo a este modelo simplista en cada hemisferio existiría un circuito
anular, con una rama vertical ascendente en el Ecuador y otra
descendente en el polo, con movimiento del Ecuador al polo en los
niveles altos y del polo al Ecuador en los bajos, siguiendo los
meridianos.
Fig. 108 Circulación general – Torbellino térmico
210
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Lo anterior supone la presencia de bajas presiones en el Ecuador, altas
presiones en los polos y una línea de convergencia a lo largo de aquél.
Sin embargo, la Tierra tiene un movimiento de rotación. Considerando
este movimiento y suponiendo que, al contrario del modelo anterior, el
planeta está calentado por igual en todo sus puntos, se obtendría un
modelo exclusivamente dinámico, cuyo resultado sería la existencia de
un torbellino cilíndrico, con líneas de corriente de dirección W a E,
siguiendo los paralelos, con eje de rotación el de la Tierra.
Fig. 109 Circulación general – Torbellino dinámico
La combinación de los dos modelos anteriores nos acerca a la realidad
de una Tierra que gira y tiene una fuente caliente en el Ecuador y otra
fría en los polos.
La circulación general tendrá pues causas térmicas y dinámicas,
derivadas de la superposición de aquellos modelos.
Para el modelo final, unión de los definidos, supondremos una Tierra
homogénea donde toda su superficie fuese líquida. De esta forma, el
calentamiento desigual variaría según la latitud, con lo que la circulación
general respondería por un lado al esas diferencias de calentamiento y
al giro del planeta.
211
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
El calentamiento del Ecuador sería el motor del sistema, por lo que la
masa de aire en sus proximidades se elevaría debido a la convección
dirigiéndose una parte hacia el polo N y la otra hacia el polo S, por los
niveles altos de la atmósfera, de acuerdo con el modelo térmico.
Cuando la masa de aire inicia ese movimiento se ve afectada por el
modelo dinámico, entrando en juego la aceleración de Coriollis. Ambas
corrientes experimentarán una acción desviadora, por lo que la masa
con trayectoria hacia el polo N se desviará cada vez más hacia su
derecha, soplando ya hacia el W más o menos hacia latitudes de 30º N;
del mismo modo la masa con trayectoria hacia el polo S se desviará
cada vez más hacia su izquierda, con lo que hacia los 30º S, también
soplará hacia el W.
Esa masa de aire que sopla ahora hacia el W se habrá enfriado debido a
su trayectoria por las capas altas, por lo que será muy denso,
presionando sobre las capas más bajas, es decir será una masa fría y
descendente. Debido a ello, en esa latitud de unos 30º, tanto en el
hemisferio N como en el hemisferio S, se formarán las conocidas fajas
anticiclónicas.
Esos anticiclones en superficie son zonas de divergencia, en cuyo borde
más cercano al Ecuador fluirían vientos de componente N pero que por
efecto de Coriollis, en aplicación de nuevo del modelo dinámico, se
desviarán hacia la derecha, llegando al Ecuador con componente NE. En
el hemisferio sur sucedería lo contrario, llegando al Ecuador con
componente SE. De esta manera se generan los alisios, y se cierra el
circuito que comenzó en el Ecuador.
El segundo circuito tiene su motor en la zona fría de los polos. La masa
de aire allí es muy densa y pesada, lo que supone la existencia de
sendos anticiclones en los casquetes polares. De esos anticiclones, que
como sabemos son zonas de divergencia, fluirán vientos hacia el
Ecuador que son desviados por la fuerza de Coriollis, hacia la derecha
en el hemisferio N y hacia la izquierda en el hemisferio S, de forma que
hacia los 60º de latitud, ambas corrientes son del E.
Como puede deducirse queda una franja de unos 30º de latitud entre
ambos torbellinos, el ecuatorial y el polar.
El aire polar que se ha ido calentando en su descenso hacia latitudes
más bajas, disminuirá su densidad tendiendo a elevarse y regresando al
polo por los niveles altos de la atmósfera, cerrando el circuito con
vientos que, debido a la superposición del modelo dinámico, no serán
del S sino del SW en el hemisferio N, y no del N sino del NW en el
hemisferio S.
212
Escuela Náutica ALAVELA: Curso Capitán de Yate / Meteorología
Por tanto, hacia los 60º de latitud, la elevación de la masa de aire
producirá convergencia y, por tanto, bajas presiones. Se forma así el
cinturón depresionario que existe en cada hemisferio en esa latitud.
Los circuitos expuestos, ecuatorial y polar, no están conectados entre sí,
de forma que existe una zona en cada hemisferio limitada por bajas
presiones hacia el polo y altas presiones hacia el Ecuador. Son las
conocidas como zonas templadas, en las que el viento afluirá desde la
franja anticiclónica hacia la franja depresionaria, en principio con vientos
del S, en el hemisferio N y del N, en el hemisferio S, modificándose esa
componente debido a la fuerza desviadora de Coriolis, por lo que la
componente final tendrá un marcado carácter hacia el W en ambos
hemisferios, a todos los niveles. Por lo anterior, a la Zona Templada se
la conoce como cinturón de los ponientes, aunque la persistencia de
estos vientos, con dicha componente es mucho menor que la de los
alisios.
Fig. 110 Circulación general atmosférica
213
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En altura, la circulación general en todo el planeta, es zonal, es decir, de
componente W ya que tanto en el circuito polar como en el ecuatorial
sus ramas superiores son del SW o del W en el hemisferio N y del NW o
del W en el hemisferio S y en las zonas templadas, como ya se vio, el
flujo reinante a todos los niveles es de componente W.
En la zona de los alisios y los levantes de los casquetes polares, el
viento del NE va amainando en altura hasta llegar al nivel de no
divergencia, donde no hay viento, invirtiendo el sentido, pasando
entonces a soplar del W y aumentando su fuerza con la altura.
En la zona de los ponientes, por el contrario, como coinciden los
sentidos de los gradientes, el viento mantiene su sentido, soplando del
W hasta la estratosfera y arreciando con la altura.
En suma, la circulación en altura es fundamentalmente de W a E, por lo
que su causa es presumiblemente dinámica, quedando los factores
térmicos reducidos a meros motores del mecanismo.
Para una Tierra real, en la que existen continentes, sobre todo en el
hemisferio norte, se modifican algunos de los aspectos del modelo
expuesto.
En verano, julio para el hemisferio N y enero para el S, la franja
anticiclónica de los 30º queda interrumpida por las bajas térmicas
generadas por el intenso caldeamiento sobre tierra.
En invierno, enero para el hemisferio N y julio para el S, la faja
anticiclónica no solo se mantiene sino que se refuerza sobre los
continentes al enfriarse, sobre ellos, el aire más que sobre los océanos.
Teniendo en cuenta que los ponientes son vientos que se generan sin
disponer de una fuente de energía propia, al contrario que los levantes,
su tendencia será a amainar. Teniendo en cuenta, también, que las
zonas donde soplan levantes son mucho más extensas que las áreas
donde soplan ponientes, el rozamiento de los primeros debería disminuir
lentamente la velocidad de giro de la Tierra.
Sin embargo, ni la velocidad de rotación del planeta disminuye ni los
ponientes cesan y ello se debe al menos has por cinco causas que los
aceleran:
•
Circulación continua: Debida a los
continuamente en la alta troposfera.
214
ponientes
que
soplan
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•
Circulación pulsante: Ya se definió el jet stream. Sabemos que en
la alta troposfera la circulación del viento será hacia el E, soplando
pues de poniente en cualquier latitud, encontrándose los más
fuertes en latitudes medias. Teniendo en cuenta que la variación
del viento con la altura es proporcional al gradiente horizontal de
temperatura, sobre el borde septentrional de las zonas templadas
habrá viento muy fríos de levante chocando contra vientos cálidos
de poniente, con un contraste térmico elevado, con lo que el
viento en esa vertical será el más fuerte. Es en estas áreas donde
se encuentra la corriente en chorro. En el borde de las zonas de
alisios cercanas al Ecuador, el contraste de temperaturas entre
alisios del NE y alisios del SE, calidos ambos, con el aire ecuatorial
muy caliente, es también muy grande, formándose la ITCZ. Aquí
se produce una fuerte ascendencia del aire amainando el viento
rápidamente con la altura, según ese contraste térmico
disminuye, hasta llegar al nivel de no divergencia desde donde
comenzarán a saltar los contralisios, en altura, soplando del W.
Estos contralisios irán arreciando en altura y como en el Ecuador
la tropopausa está más alta tienen margen suficiente para llegar a
constituir un chorro.
Las corrientes en chorro constituyen columnas vertebrales de la
circulación atmosférica, actuando como válvulas de seguridad
contra un aumento desmedido de los vientos de levante. Si los
levantes de las altas latitudes arrecian, el chorro baja en latitud, la
zona de los levantes aumenta y el viento amaina, mientras la zona
de los ponientes se estrecha y el viento arrecia. Si esto no es
suficiente para reestablecer el equilibrio, los chorros aumentan sus
ondulaciones favoreciendo, las vaguadas formadas, la generación
de depresiones ondulatorias que mezclan aire frío y templado,
consumiendo la sobre energía de los levantes, y las dorsales
formadas, la generación de anticiclones que tendrán el mismo
efecto. Si a pesar de todo, el equilibrio no se restablece, el chorro
se rompe penetrando aire polar en las zonas templadas, hasta que
el momento cinético de los levantes.
•
Circulación estacional: Si a pesar de todo, el momento cinético de
los levantes no se atenúa y la Tierra va siendo frenada en su
rotación, aparece el monzón del Índico, que sustituye al alisio por
un viento de componente SW y mezcla aire de ambos hemisferios.
•
Circulación circunstancial: Adicionalmente, y para compensar los
levantes y las variaciones de su momento cinético, surgen de
forma aleatoria y circunstancial los ciclones tropicales que rompen
215
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la uniformidad de los alisios, mezclando también masa de aire de
ambos hemisferios y consumiendo grandes cantidades de energía.
•
Circulación irregular: Cada cierto número de años, sin periodicidad
determinada, surge el fenómeno del Niño, que mediante
modificaciones producidas en las grandes corrientes oceánicas, da
lugar a variaciones de los grandes sistemas de presión del Océano
Pacífico, por lo que en éste, y por inducción en el resto del
planeta, se invierten las condiciones normales del tiempo
meteorológico provocando grandes lluvias en zonas secas y al
contrario.
1.131
LOS ALISIOS
Su formación ya ha sido estudiada. Son vientos que siguen el gradiente
de presión entre los anticiclones subtropicales y la ITCZ, es decir, con
dirección hacia el Ecuador y que son desviados por la fuerza de Coriollis
como ya conocemos. Son vientos constantes durante todo el año, salvo
en el Índico y en algunas otras zonas menos relevantes, donde debido a
la modificación de la posición de la ITCZ en verano, surge el monzón.
1.132
VIENTOS GENERALES DEL OESTE
También han sido estudiados. Son vientos que se dirigen al N desde los
anticiclones subtropicales y son desviados por la fuerza de Coriollis. En
el hemisferio N son muy variables y frecuentemente enmascarados por
los vientos generados por la situación local de presión reinante. En el
hemisferio S, con extensiones de mar muy grandes, son más regulares
y fuertes.
1.133
CALMAS ECUATORIALES
También conocidas como Doldrums, es una zona que rodea la Tierra
próxima al Ecuador coincidiendo con la ITCZ. El gran caldeamiento de
esta zona produce fuertes corrientes ascendentes, con una atmósfera
cálida y opresiva, con períodos de calma total. Los movimientos
ascendentes y la gran humedad de la masa de aire da lugar a formación
de nubes de desarrollo vertical con lluvias y tormentas con aparato
eléctrico.
1.134
CALMAS TROPICALES
También conocidas como las horses latitudes, son zonas comprendidas
entre los alisios y los ponientes de latitudes medias, en ambos
hemisferios. En estas zonas los vientos son débiles con períodos de
calmas frecuentes. Las corrientes descendentes, debidas a las altas
216
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presiones, provocan calentamiento adiabático, con poca humedad y
nubosidad escasa.
1.135
VIENTOS POLARES
Entre los 65º de latitud y los casquetes polares, en ambos hemisferios,
se encuentran mínimos de temperatura y máximos de presión con
vientos dominantes de componente NE en el hemisferio N y SE en el
hemisferio S.
1.136
MONZONES
Son vientos cuya dirección se invierte cada 6 meses debido a la
aparición de una baja presión donde antes había una alta presión y
viceversa. Se producen en el Índico principalmente.
Cuando la ITCZ se traslada hacia latitudes septentrionales en el
hemisferio N, los alisios del SE del hemisferio S cruzan el Ecuador y
continúan dirigiéndose hacia la ITCZ, desviándose hacia la derecha
según van aumentando latitud debido a la fuerza de Coriollis, tomándo
componente SW. Poco a poco desaparece el alisio del NE soplando el
mozón del SW. Esta modificación se produce cuando las altas presiones
situadas sobre la India durante el invierno, dan paso a bajas presiones
durante el verano. Durante el invierno sucede lo contrario.
1.137
CARTAS Y BOLETINES METEOROLOGICOS
Vía facsímile, podemos recibir a bordo, una gran cantidad de
información meteorológica de carácter profesional. Podemos destacar:
•
•
•
•
•
•
•
•
Mapas
Mapas
Mapas
Mapas
Mapas
Mapas
Mapas
Avisos
de
de
de
de
de
de
de
de
superficie.
altura.
olas.
temperaturas del agua del mar.
topografías relativas.
hielos.
tiempo significativo.
temporal.
De cada uno de los mapas enumerados, se podrán obtener bien análisis,
bien previsiones. Los mapas de análisis nos informan de los valores
reales de las distintas variable meteorológicas en un momento dado,
mientras que los mapas de previsiones, predicen, en función de una
serie de modelos, los valores que adoptarán esas variables en un futuro
más o menos lejano.
217
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Los mapas de superficie, que se suelen realizar cada 6 horas, muestran
mediante representación isobárica los valores que toma la presión
atmosférica al nivel del mar. Las isobaras, como sabemos, vendrán
representadas por líneas continuas, siendo, en general, sus valores
múltiplos de 4. En algunos de estos mapas de superficie se puede
mostrar con flechas la dirección y fuerza del viento, la parte del cielo
cubierta por nubes, tipo de nubes, precipitación, nieblas, etc.
Los anticiclones quedarán representados por una A o una H,
dependiendo del idioma y las bajas por una B o una L. Se usan las
mismas letras pero en minúscula para representar bajas relativas.
En estos mapas se muestran también las líneas frontales, que forman
frentes cálidos y fríos. Las cartas americanas muestran con líneas de
trazos, acompañadas por la palabra TROF, las vaguadas. En los mapas
ingleses, las vaguadas se representan mediante línea continua y la
palabra TROUGH.
Fig. 111 Mapa de superficie – Previsión a 24 horas
218
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En los mapas T+24, T+48, etc., aparecen también unas líneas a trazos,
líneas de espesor, con números de tres cifras que indican el espesor
entre la superficie de 100 y de 500 mb. Para conocer el espesor se
deberá añadir un cero a la cifra presentada en el mapa. Por ejemplo si
muestra 546, el espesor será de 5460 metros.
De los mapas de superficie se puede extraer información como:
•
•
•
•
Presión: Tomados de las isóbaras.
Gradiente: En función de la separación entre isóbaras.
Curvatura de isóbaras: Podemos distinguir:
o Curvaturas grandes:
ƒ Anticilónica: El tiempo es estable.
ƒ Ciclónica: Tiempo inestable.
o Curvaturas medias:
ƒ Dorsal anticiclónica: Tiempo estable.
ƒ Vaguada ciclónica: Tiempo inestable.
o Sin curvaturas: Con isóbaras rectas. Indicará tiempo
inestable.
Dirección del viento: Dependiendo de su procedencia tendremos:
o Procedencia continental: Si viene de latitudes más altas, es
decir sopla de N, NE o NW, habrá temperaturas inferiores a
lo normal y baja humedad. Si sopla de la misma latitud, es
decir del E u W, habrá temperaturas normales y humedad
baja. Si viene de latitudes más bajas, es decir, sopla del
SW, S o SE, habrá temperaturas superiores a lo normal y
humedad relativamente baja.
o Procedencia marítima: Si viene de latitudes más altas, es
decir sopla de N, NE o NW, habrá temperaturas inferiores a
lo normal, alta humedad y precipitaciones. Si sopla de la
misma latitud, es decir del E u W, habrá temperaturas
normales y humedad alta. Si viene de latitudes más bajas,
es decir, sopla del SW, S o SE, habrá temperaturas
superiores a lo normal, alta humedad y precipitaciones.
Los mapas de olas suelen generarse dos veces al día y muestran la
altura de las olas en metros o pies. Pueden mostrar la dirección de la
ola de viento, de la ola de fondo o ambas a la vez. Las cartas
americanas muestran a veces una combinación de ambas mares. Suelen
aparecer leyendas de MAX., y MIN., para indicar las zonas donde las
mares serán las más o las menos altas.
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Fig. 112 Mapa de olas – Previsión a 24 horas
Los mapas de altura que más se usan son los de 100, 200, 300, 500,
700 y 850 mb., siendo el más importante el de 500 mb.
Estos mapas muestran líneas continuas que representan las isohipsas
separadas de 60 en 60 metros. A veces muestran también, con líneas
discontinuas, las isotermas, generalmente separadas de 5º en 5º.
Como se conocen los valores estándar de altura y temperatura que
deben tener las distintas superficies isobáricas, a la vista de estos
mapas se puede contrastar la diferencia de los valores mostrados con
los estándares para deducir conclusiones importantes.
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Por ejemplo, comparando el mapa de 500 mb., con el de superficie se
puede obtener información sobre las borrascas ondulatorias. Una
inclinación pronunciada a la izquierda del eje que une la borrasca en
superficie con la vaguada en altura, indicará que esa borrasca se
profundizará rápidamente.
Una distancia de separación normal entre la borrasca el superficie y la
vaguada en altura de 500 mb., en las primeras etapas del desarrollo de
la baja, es ¼ de la longitud de onda. Cuando definitivamente en altura
aparece circulación cerrada, la baja en superficie comienza a pararse y
cuando ambas están en la misma vertical, desapareciendo la inclinación
del eje, la baja comienza a rellenarse y debilitarse.
Fig. 113 Mapa de altura (500 mb)
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Fig. 113 Presión en superficie y mapa en altura (500 y 1000 mb)
En los mapas meteorológicos se representan los frentes, los sistemas de
baja y alta presión a través del trazado de las isobaras. Estos sistemas
obedecen estrictamente las órdenes emanadas desde arriba, o sea
desde los vientos, cuñas y vaguadas de altura. Por lo tanto, se elaboran
también cartas de altura con sus vaguadas y sus cuñas, para tratar de
entender a la atmósfera como un gran edificio con muchos pisos. En la
atmósfera el aire se mueve en todos los niveles; se puede entonces
hablar de viento en altura. Las cartas de altura son similares a las cartas
de superficie, pero en lugar de trazarse sobre ellas las isobaras (o líneas
que unen puntos de igual presión) se trazan isohipsas (líneas que unen
puntos de igual altura). Cada carta representa entonces una superficie
de igual presión con sus valores correspondientes de altura. Es decir
que se determina a cuántos metros se encuentra la superficie imaginaria
de aire dentro de la cual se tiene la misma presión. Estas superficies se
llaman superficies isobáricas. De ello resulta un mapa en donde además
se señalan datos de temperatura, humedad y viento.
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Las cartas analizadas diariamente son las de 850, 700, 500 y 250. Estas
cartas son llamadas topografías absolutas, en analogía con las curvas de
nivel de las montañas, las líneas unen puntos en que el terreno tiene
tantos metros sobre el nivel del mar.
Existen otras cartas llamadas topografías relativas, las que indican la
distancia en metros existentes entre dos superficies isobáricas. La más
común es la de 1000/500.
Los mapas de altura son más simples y el viento es paralelo a las
isohipsas, y es tanto más fuerte, cuanto más juntas o apretadas sean
las isohipsas. Las curvas que se forman en el trazado de las isohipsas
determinan las cuñas y las vaguadas. Por ejemplo, en el hemisferio S,
una onda con forma de U invertida se denomina vaguada y en ella, la
línea situada más adentro, es la altura más baja. Por su parte la cuña
tiene forma de U y allí la curva interior representa la altura mayor.
Fig. 114 Sistemas meteorológicos en altura – Hemisferio sur
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Haciendo semejanza con la cartografía, las vaguadas son algo así como
valles, hendiduras, cañones y las cuñas son más bien mesetas, colinas o
montañas. En la delantera de vaguada se genera casi siempre una
amplia área de mal tiempo, mientras que en la delantera de cuña se
encuentra un área de buen tiempo, debido a que delante de la vaguada
se producen siempre movimientos de ascenso de aire. Entonces el
contenido de vapor de agua existente en capas bajas de la atmósfera al
ser obligado a ascender se enfría y se condensa formando abundante
nubosidad que posiblemente generará precipitaciones. En cambio en la
delantera de cuña predominan los movimientos de descenso, lo que
genera una disminución de la humedad, y la disolución de la nubosidad.
La relación entre la vaguada de altura y la baja en superficie, radica en
que las bajas de superficie se forman debajo de la delantera de vaguada
(en el lugar donde las isohipsas tienen su punto de inflexión). Es decir
que por encima de una baja el viento es del noroeste. Por lo tanto la
baja se mueve hacia el sudeste y a una velocidad que es más o menos
el 60% de la velocidad del viento en 500 mb. Un sistema de alta presión
por lo tanto tendrá por encima una delantera de cuña y se moverá hacia
el noreste siguiendo la dirección del viento predominante en 500 mb.
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