Introducción

Geografía de España. Climatología: Introducción a la climatolgía
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CLIMAS
1. CONOCIMIENTOS PREVIOS
Comenzaremos por señalar las diferencias entre dos conceptos que a
menudo se confunden: tiempo meteorológico y clima. Por TIEMPO entendemos “el
estado de la atmósfera en un punto y época determinados”, es decir, la serie de
parámetros (presiones, masas de aires y sus temperaturas, vientos, etc...) que nos
permiten analizar y a veces predecir el tiempo en un lugar y un espacio de tiempo
determinado.
Por CLIMA entendemos “la condición característica de la atmósfera de un
lugar determinado, deducida de largos períodos de largas observaciones”, es decir,
el clima nos dice la temperatura, la presión atmosférica, la humedad, el viento, etc..
típicos o habituales de un lugar. Así, el tiempo se refiere a lo que realmente
acontece en un momento determinado, independientemente de que eso sea lo que
es característico de ese lugar o no en ese momento. Para estudiar los climas hay
que hacer estudios durante un largo período de tiempo para obtener lo que
estadísticamente es característico del lugar estudiado.
Los factores que intervienen en el tiempo son:
– Metereológicos: temperatura del aire, presión atmosférica, vientos y
humedad.
– Geográficos: latitud, altitud, continentalidad, etc...
1.1 LA TEMPERATURA DEL AIRE
Es la cantidad de energía calórica que existe en el mismo. La fuente
primordial es el sol, aunque también interviene, con escasísima importancia, la
diminuta cantidad de calor que fluye a la superficie desde las capas profundas de la
tierra
. La latitud donde nos encontremos [La imagen marca la perpendicularidad
con la que inciden los rayos de sol en un lugar; en las diferentes estaciones se
producen también diferencias, pues el ángulo del Sol varía 47º
(inclinación del
eje de la Tierra 23 1/2º)] de un solsticio a otro; y esta perpendicularidad marca la
intensidad de la insolación, pues, cuanto menor es el ángulo, menor es la cantidad
de energía recibida por unidad de superficie;
la nubosidad que refleja parte de
la radiación solar, el suelo de la Tierra sólo recibe el 47 % de la energía cuantificada
a 150 Km de la superficie de la Tierra; la contaminación, que refleja radiación solar
pero impide que se pierda calor de las capas bajas de la atmósfera; la superficie
que reciba la radiación solar, pues la tierra y el agua no se comportan igual: la tierra
se calienta más y más rápidamente que el mar; etc...
La temperatura se mide con el termómetro. Nosotros solemos hacerlo en
grados centígrados o Celsius, que se representan con el signo ºC. Con esta unidad
de medida el punto de congelación está a 0ºC y el de ebullición a 100ºC. En otros
lugares, especialmente en países anglosajones se mide en grados Fahrenheit, en
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los cuales la congelación se produce a los 32ºF y el punto de ebullición a los 212. Es
decir, 0ºC equivalen a 32ºF. Así, tenemos las siguientes equivalencias:
ºC=5/9 (F–32)
ºF=9/5 C ? 32
Cuando hablamos de temperaturas en tiempo meteorológico hablamos de
temperaturas en un momento determinado, de temperatura media del día (máxima
más mínima partido por dos). En climas hablamos de temperatura media diaria,
semanal, mensual, estacional, etc... durante un largo período de tiempo, por ejemplo
50 años.
En los mapas de temperaturas se recogen las temperaturas que se dan en los
diferentes lugares y se unen los que poseen las mismas temperaturas con unas
líneas que se llaman isotermas.
1.2 LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Al nivel del mar, la atmósfera ejerce una presión aproximadamente de 1
kg/cm2 sobre cualquier superficie sólida o líquida. Este sería el peso de una columna
de aire que se extendiese verticalmente hasta el límite exterior de la atmósfera.
La presión atmosférica se mide con el barómetro, que mide la presión en
milímetros (de una barra de mercurio que utiliza el aparato). La presión normal que
el barómetro marca al nivel del mar es de 760 mm. No obstante, la medida que se
utiliza científicamente es el milibar (mb). Un mm de mercurio equivale a 1,33 mb.
Así, en mb la presión a nivel del mar es de 1013,2 mb.
En los mapas de presiones atmosféricas los puntos con igual presión se unen
con líneas isobaras.
En la Tierra la presión atmosférica no es uniforme en todo el planeta, sino que
las diferentes temperaturas1 y una serie de complejos factores dinámicos hacen que
observemos zonas con altas presiones (más de 1013,2 mb) y zonas con bajas
presiones. Las zonas de altas presiones las denominamos anticiclones y las
representamos con la letra A, y a las de bajas las denominamos ciclones y los
representamos con la letra B.
En los anticiclones la presión en mayor en su
punto central y va descendiendo hacia los bordes, en los ciclones sucede lo
contrario. Así, se puede decir que hay un gradiente de presión desde el centro de A
al centro de B.
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El aire caliente es menos denso y pesa menos (tiende a ascender) y el aire frío es más denso y
pesa más.
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FIGURA 1. Presión atmosférica en enero
Estos centros de presión (A y B) no son estáticos, sino que giran y se mueven
y establecen relación entre ellos. La relación entre los centros de presión se
establece a través del viento: el viento sopla desde los anticiclones hacia los
ciclones, buscando compensar la pérdida de presión de las B. Cuanto más juntas
están las isobaras en una zona o, lo que es lo mismo, cuanto mayor es el gradiente
de presión entre A y B, mas fuertes son los vientos.
Los ciclones son, en este sentido, masas de aire ascendentes (actúan como
una aspiradora) y al elevar el aire lo enfrían. Si el aire es húmedo, conforme se eleva
se enfría y la humedad se condensa y produce mal tiempo. Los anticiclones son
masas de aire descendente, así, suelen producir “buen” tiempo.
Hay que tener cuidado para no confundir masa de aire caliente con ciclón o
fría con anticiclón, o viceversa, porque, en primer lugar, las temperaturas del aire se
establecen en términos relativos2 , y, en segundo lugar, los centros de presión no se
forman sólo por factores térmicos. En general, podemos decir que los centros de
presión son como los motores de la atmósfera y el aire que mueven es caliente o
frío, húmedo o seco en función de su procedencia y de los lugares que atraviesa en
su recorrido.
1.3 LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA. LOS VIENTOS
En el punto anterior hemos intentado señalar la relación entre presión
atmosférica y vientos.
Comenzaremos este punto señalando que en realidad la
circulación atmosférica no es sólo una, sino que hay dos: una que llamaremos de
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.– Por ej., esta masa es más fría que la otra, aunque ninguna de las dos esté por encima de 5º C.
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superficie, que es la que hemos visto y que estudia lo que pasa hasta unos mil
metros de altura, y otra que se da en las capas más altas de la atmósfera y que tiene
mucha importancia para saber lo que pasa “aquí abajo”.
El sistema de presiones no es igual en superficie que en altura. Muchos B en
altura son A y algunos A en altura son B. El sistema de vientos tampoco es igual. En
la ilustración 7 podemos ver como funcionan. No obstante lo que a nosotros nos
interesa es señalar la existencia de un fenómeno que tendrá gran importancia: la
corriente de chorro o Jet Stream.
En una latitud entre 35º y 50º norte se genera,
por factores dinámicos muy complejos, una corriente de aire que recorre todo el
hemisferio como un torbellino, a velocidades de hasta 400 km/h, formando curvas o
meandros. La Jet Stream en realidad es una intensificación de las velocidades del
viento que moviliza e influye decisivamente en la circulación en altura y en la de
superficie: influye de manera decisiva en el movimiento de los A y B, el viento, etc...
y provoca que masas de aire muy frío del norte desciendan hacia el sur (en forma de
B) y que masas más cálidas del sur asciendan hacia el norte, en forma de A.
Los mapas de presión en altura se realizan con las llamadas líneas isohipsas
que unen puntos que registran una misma presión a idéntica altura. Suelen hacerse
sobre 300 o 500 mb y los números que se indican señalan la altura a la que se da
esa presión. Así los B suelen tener los números más bajos y los A los más altos,
dado que, como la presión disminuye en altura, si en un punto, por ejemplo, a 5.000
metros tenemos 500b quiere decir que a 6.000 habrá menos, mientras que si
tenemos los mismos en otro punto a 6.000 metros, quiere decir que a 5.000 tendrá
más.
Dejando a un lado este complejo tema, pasamos a señalar que la velocidad
del viento se mide con un aparato denominado anemómetro y la dirección con la
veleta. La dirección siempre se expresa como el lugar desde el que viene el viento.
En la latitud en la que se encuentra España es frecuente que se encuentren
masas de aire cálido procedente del A tropical y masas de aire frío de los polos.
Cuando esto se produce se genera una borrasca, que es un centro de
perturbaciones: el aire frío más denso y pesado levanta al aire caliente, que se va
enfriando conforme se eleva, lo que produce condensación y precipitaciones. La
forma en que este proceso se produce no es simple, porque el contacto de las dos
masas de aire se realiza como una especie de torbellino: haciendo girar en sentido
contrario a las agujas del reloj el viento, como en los B3 . Cuando el aire frío ya ha
levantado todo el aire caliente el torbellino se extingue, la borrasca desaparece o se
ocluye.
La línea de contacto entre el aire cálido y el frío se denomina frente, y tiene
dos caras: el frente frío, donde el viento frío actúa levantando al cálido, y el frente
cálido, donde este entra en contacto con el frío elevándose.
Por último, nos queda hablar de la humedad y las precipitaciones, que son
otro componente esencial del tiempo y del clima. Por humedad entendemos la
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Conviene tener claras las diferencias entre estas borrascas y los ciclones que hemos estudiado
antes.
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cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera. En este punto es necesario
introducir un nuevo concepto: punto de saturación, que es el límite en la cantidad de
vapor de agua que puede tener la atmósfera a una temperatura. Sabiendo que
cuanto más baja es la temperatura, más bajo es el punto de saturación, es decir,
más fácilmente se condensa esa humedad en forma de gotas y se precipita.
En meteorología para medir la humedad se utilizan dos conceptos: humedad
relativa y humedad absoluta:
– Humedad relativa es la cantidad de vapor de agua contenida partida por el
punto de saturación el resultado es un porcentaje que nos indica la proximidad o
lejanía del punto de saturación en un lugar dado. El instrumento utilizado para
medir la humedad relativa es el higrómetro.
– La humedad absoluta es la cantidad de humedad presente en la atmósfera
en gramos por metro cúbico.
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