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CURSO SOBRE INTERPRETACION DE MAPAS METEOROLOGICOS extraido de: http://foro.meteored.com/index.php/topic,5487.0.html

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CURSO SOBRE INTERPRETACION DE MAPAS METEOROLOGICOSextraido de: http://foro.meteored.com/index.php/topic,5487.0.html

CURSO DE MAPAS 1 Muy buenas. Hoy es 8 de septiembre y toca ya empezar con el curso de mapas segn lo acordado. Y tambin segn lo prometido este curso va a ser muy pero que muy informal, en el sentido de que yo me comprometo a una introduccin de cada captulo y despus espero que todas las dudas, detalles y clarificaciones vayan surgiendo de los mensajes de los foreros, algunos de los cuales saben bastante ms que yo de esto. Tambin segn lo acordado vamos a dividir el curso en seis captulos o sesiones: 1) Tipos de mapas meteorolgicos 2) Mapas de superficie 3) Utilidad del mapa de superficie 4) Mapas de altura 5) Utilidad de los mapas de altura 6) Otros tipos de mapas Todos los lunes comenzamos una nueva sesin y eso deja una semana cada vez para comentarios, dudas, discusiones, etc. Como excepcin, en el primer captulo la introduccin tiene que ser un poco ms larga que en los siguientes por lo que lo vamos a separar en dos partes, (I) que aparece a continuacin y (II) que saldr el lunes da 15 Todos los ejemplos los vamos a tomar de la seccin llamada modelos en la pgina de Meteored y eso de llamarle modelos a esa seccin es un poco discutible, como veremos el prximo da. Durante este curso propongo resistirse con firmeza a la tentacin (que ser intensa para alguno de los foreros ms sabios) de recurrir a la fsica matemtica. Como dijo un famoso meteorlogo noruego, no hay ningn concepto fsico conocido que no pueda ser expresado razonablemente con el lenguaje corriente. Y sin ms prembulos ah va la introduccin del Captulo 1, Parte I: QUE ES UN MAPA METEOROLOGICO. Un mapa meteorolgico trata de representar sobre una zona de la Tierra los valores de una variable atmosfrica, en superficie o en niveles superiores. A veces los mapas describen tambin la situacin de algunos fenmenos atmosfricos de forma tridimensional. Los mtodos de representacin pueden ser diferentes. Tomemos por ejemplo el primer modelo que cada da podemos encontrar en la seccin de modelos de Meteored. Se trata del ECMWF. Pinchamos sobre estas siglas y elegimos la primera opcin 500hPa,SLP (WZ) 72h Iremos tratando ms despacio el significado de esas abreviaturas y otras similares pero por ahora adelantemos que: 500hPa significa que el mapa nos ofrecer alguna variable al nivel de 500 hectoPascales (tambin veremos otro da a que altitud, o mejor dicho, altitudes, est ese nivel) SLP significa Presin a Nivel del Mar (Sea Level Pressure; vamos a encontrarnos a menudo con un poco de ingls y a veces de alemn). La Presin a nivel del mar, no obstante ese nombre, puede medirse en cualquier punto de la superficie terrestre; volveremos sobre ello. 72h significa que el mapa que vamos a ver es una prediccin para 72 horas despus del momento en que se observaron los valores reales con los que se ha preparado el mapa. (WZ) son la siglas de Wetter Zentrale, un conocido portal alemn de meteorologa. Aunque el mapa corresponde all modelo del ECMWF, la representacin grfica la ha realizado Wetter

Zentrale Al pinchar sobre 72h el da 3 de septiembre (que es cuando estoy escribiendo esto) obtuve el siguiente mapa:

En todo mapa meteorolgico conviene, antes de nada, examinar lo que dice su etiqueta. En este caso tenemos: Init : Tue,02SEP2003 12Z El mapa se prepar con valores iniciales del martes 2 de septiembre a las 12Z (Z indica tiempo medio de Greenwich, dos horas menos que la oficial en Espaa) Valid : Fri05SEP2003 12 Z El mapa es vlido para el viernes 5 de septiembre a las 12Z, es decir 72 horas despus de los datos iniciales, como ya sabamos por Meteored 500 hPa Geopot (gpdm) La primera variable representada es el Geopotencial al nivel de 500 hPa. Meteored nos haba dicho que haba una variable representada a ese nivel pero no que se trataba del Geopotencial. En cuanto a (gpdm) son la unidades empleadas: decmetros geopotenciales. Ya veremos otro da lo que significa esto; es sencillo. Und Bodenruck (hPa) y presin en superficie (presin al nivel del mar). Tranquilos que en cuanto uno se familiariza un poco con los mapas no es necesario saber alemn. (hPa) indica que las unidades de presin empleadas son hectopascales (lo mismo que milibares). Tenemos pues un mapa con dos variables representadas al tiempo, el geopotencial a 500 hPa y la presin a nivel del mar. Una de ellas est representada por las lneas blancas y la otra por colores. cmo sabemos cual es cual? No nos lo indican. Aqu no hay ms remedio que apoyarse

en algn conocimiento bsico: los valores de la presin a nivel del mar en la Tierra se sitan alrededor de 1013 hPa (40 arriba o abajo como mximo), as pues las lneas blancas representan sin duda la presin a nivel del mar porque estn etiquetadas con valores en torno a 1013. Una representacin como esa, por isolneas, es la ms comn en los mapas meteorolgicos. Las isolneas unen puntos donde la variable tiene exactamente el valor que dice la etiqueta de la isolnea. En este caso dicha variable es la presin a nivel del mar y las isolneas se llaman isobaras. La isobara que pasa por Portugal est etiquetada con el valor 1020, as pues en todos los puntos por donde pasa, la presin a nivel del mar ser de 1020 hectopascales. Tambin puede verse en este mapa alemn que las isobaras estn etiquetadas de cinco en cinco hectopascales. La presin a nivel del mar es una variable que cambia continuamente al desplazarnos de un punto a otro de la tierra, es como se dice en fsica una magnitud escalar. Por eso la presin de un punto por donde no pasa ninguna isobara puede deducirse de las isobaras ms cercanas. Qu presin existir en Madrid? Madrid est ms o menos a medio camino entre la isobara que pasa por Portugal (1020) y la que pasa por Baleares (1015), por lo que podemos deducir que la presin a nivel del mar en Madrid estar en torno a 1017,5 hPa. Sobre el Atlntico, al oeste de la Pennsula Ibrica, aparece un sistema de isobaras cerradas. La ms cntrica tiene el valor 1030 y la que la rodea por fuera 1025. Est claro que la presin crece hacia el centro de esa zona cerrada. Se trata de un anticicln o rea cerrada de altas presiones. En el centro de la zona cerrada por la isobara de 1030 la presin ser mxima, pero como mucho alcanzar el valor de 1034 hPa, porque si llegase a 1035 se habra trazado otra isobara interior. En cambio, al sur de Groenlandia aparece una zona cerrada de bajas presiones (una depresin o borrasca) porque cuanto ms nos acercamos al interior menor valor tienen las isobaras. El centro est rodeado por el pequeo crculo de la isobara de 985 hPa. En su interior la presin ser todava algo ms baja. Ahora pasemos a la otra variable, el Geopotencial de 500 hPa. Su representacin se efecta mediante zonas coloreadas. En realidad se trata del mismo mtodo anterior de las isolneas, pero a las zonas entre dos isolneas dadas se les adjudica un color particular segn la escala de la derecha. En la Pennsula Ibrica, por ejemplo, hay tres franjas de colores. A la franja central en la que queda situada Madrid, si miramos cuidadosamente la escala, le corresponde un gepotencial entre 580 y 584 decmetros geopotenciales (gpdm). Eso significa que el lmite ms al norte de esa zona coloreada ser la isolnea de 580 gpdm y su lmite al sur la isolnea de 584 gpdm. Si nos fijamos en la parte norte del mapa, el lmite entre la zona amarilla y las zonas verdes est resaltado con una lnea negra gruesa etiquetada como 552. Se trata de la isolnea de 552 gpdm que se destaca a propsito ya que 552 gpdm es el valor medio del geopotencial de 500 hPa sobre toda la Tierra. Y hasta aqu la primera parte de este primer captulo. Os habris dado cuenta que para hablar de cmo se representan las variables en los mapas, nos hemos metido ya un poco en cuestiones posteriores (presin reducida al nivel del mar, geopotencial, isobaras, anticiclones, depresiones etc.) lo cual va a ser inevitable y no viene mal del todo. El prximo lunes seguiremos con otros asuntos: Campos bsicos y campos derivados. Mapas de anlisis y mapas previstos. Que es un modelo de prediccin. Hasta entonces se abre el turno de comentarios y cuestiones de todo tipo, incluidas crticas no muy agresivas, a esta introduccin y al introductor.

CURSO DE MAPAS 2 Vamos a seguir con algunas otras caractersticas generales de los mapas meteorolgicos. No hay duda que la parte ms interesante de este curso va a llegar cuando hablemos de su interpretacin y utilidad, pero estas cuestiones previas, que bastantes ya conocen, son importantes y bastante tiles antes de atacar las otras. MAPAS DE ANALISIS Y MAPAS PREVISTOS Las observaciones efectuadas con instrumentos en diferentes puntos de la tierra tanto desde el suelo como desde globos sonda, aviones, satlites etc. permiten preparar mapas de los valores reales de las variables observadas en un momento dado (pasando por alto que las medidas nunca son totalmente exactas y pueden llevar asociados errores de observacin). Estos mapas meteorolgicos se llaman Anlisis y ese trmino vendr normalmente indicado en el mapa. Son mapas que describen lo que hay, los valores de presin, temperatura etc. observados (casi siempre a las 00 Z o las 12 Z que son las horas en que por convenios internacionales se realizan mayor nmero de observaciones simultneas) Los dems mapas son mapas previstos, predicciones de lo que habr MODELOS DE PREDICCION Hasta no hace muchos aos los meteorlogos efectuaban los anlisis manualmente mediante interpolacin de los datos de observacin con ayuda de algunas otras nociones. Las predicciones se basaban sobre todo en mtodos empricos y en la experiencia. Su fiabilidad era muy escasa para ms de 48 horas. La introduccin de los modelos numricos ejecutados por ordenador proporcion para la prediccin del tiempo un avance como el que supuso usar automviles en lugar de caballos o an mayor. Un ordenador de alta capacidad analiza las observaciones de manera mucho ms rpida y perfecta que la mente humana e integrando muchos ms datos (de satlites, aviones de lnea, etc) mediante procesos que se denominan de asimilacin de datos. En las zonas donde existan vacos de datos o muy pocas observaciones, se utilizan los valores previstos por el modelo anteriormente. Las tcnicas actuales permiten rellenar estos huecos y obtener una malla o rejilla continua en la horizontal y vertical de puntos con valores. Pero las variables meteorolgicas no son independientes entre si: Estn relacionadas por las ecuaciones dinmicas de la atmsfera. Los modelos deben de recalcular los valores de las variables (presin, temperatura, etc..) para evitar inconsistencia, ruido, errores inherentes a la medida, etc y as balancear y cuadrar los valores de las variables en los puntos de la malla. Este proceso se le denomina inicializacin y el resultado final es el verdadero mapa de anlisis o de partida de prediccin del modelo. Las variables medidas originalmente han sido transformadas y retocadaspara permitir que el modelo pueda activarse y evitar problemas que haran inservibles sus resultados. Por eso a veces puede suceder que midamos con nuestros instrumentos la temperatura o la presin y nos encontremos con cierta desilusin que hay diferencias entre lo que hemos observado en nuestra estacin y el valor final que el anlisis del modelo le da en esa zona.. Cuando el anlisis est listo los modelos efectan en poco tiempo millones de operaciones para calcular la evolucin de las variables atmosfricas de acuerdo a ecuaciones de la fsica atmosfrica y diversos mtodos matemticos. Todo el sistema fsico-matemtico-informtico se suele denominar de forma abreviada modelo de prediccin, aunque en realidad el modelo propiamente dicho slo sera la parte ms matemtica. En este curso no tenemos tiempo para seguir hablando sobre los modelos de prediccin y sus diferentes tipos y caractersticas, pero si que nos interesa distinguir entre lo que es un modelo, como sistema de prediccin, y lo que es un mapa de ese modelo. Los modelos trabajan adjudicando un valor inicial a cada variable en una malla como hemos dicho. Despus el modelo calcula el nuevo valor que tendr la variable al cabo de diferentes perodos (los alcances de la prediccin). El resultado sern los nuevos valores para cada punto de la malla con mayor o menor

densidad de puntos dependiendo de las caractersticas del modelo. Supongamos que un modelo ha calculado los valores de la presin a nivel del mar en la zona de Europa para el alcance H + 24. A partir de esos datos puede trazarse un mapa con isobaras de cinco en cinco milibares, o de cuatro en cuatro, o representar la distribucin de la presin mediante colores o con otros procedimientos. El mapa no es el modelo, es una representacin grfica de los resultados del modelo. Por eso en el ejemplo del primer da veamos un mapa del portal alemn Wetter Zentrale correspondiente al modelo del ECMWF que es un centro meteorolgico europeo de prediccin a plazo medio que est en Inglaterra. Wetter Zentrale no tiene un modelo suyo pero puede aprovechar los datos del modelo ECMWF para preparar una representacin grfica particular. EJEMPLOS PRACTICOS En la primera parte de este captulo habamos utilizado como ejemplo el modelo ECMWF de la seccin de modelos de Meteored. Alli no se puede encontrar ningn anlisis ya que el Centro Europeo de Prediccin (ECMWF) no distribuye sus anlisis por Internet. Pero vayamos ahora al segundo modelo de la seccin, el HIRLAM del INM. Pinchando all nos encontramos una tabla con muchas opciones (direccin: http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp ) Podra haberla copiado debajo de ste prrafo, pero quiz sea ms til (y menos complicado para mi) abrir otra ventana en vuestro ordenador y mirar la tabla al mismo tiempo que este texto. Vamos a referirnos a ella y a sus mapas durante un rato. La tabla est dividida en dos partes. La mitad superior corresponde a mapas del modelo HIRLAM con inicializacin a las 00 horas segn se indica en la lnea con fondo azul. Cada columna est encabezada por el alcance de la prediccin, el tiempo en horas que transcurre desde la hora del anlisis hasta la hora de validez del mapa. La primera columna corresponde al alcance temporal 00 H lo que significa que todos los mapas de esa columna son anlisis, mapas basados en datos observados. Si pinchamos por ejemplo en la primera opcin obtendremos el Anlisis de Superficie-Presin a nivel del mar a las 00 horas UTC (la hora UTC es la misma que la hora Z, o sea tiempo medio de Greenwich). La mitad inferior de la tabla, a partir de la segunda lnea en azul, ofrece mapas de las mismas variables y perodos pero con inicializacin a las 12 horas. La primera columna (00 H) corresponde igual que antes a los anlisis. Si pinchamos en la primera opcin de esta parte de la tabla (debajo de la segunda lnea azul) obtendremos el Anlisis de Presin a nivel del mar, pero esta vez de las 12 UTC (12 + 00 H = 12). Los mapas de todas las dems columnas son mapas previstos.. Si por ejemplo pinchamos en la tercera fila de la tabla y en la columna encabezada por 24 H obtendremos el mapa previsto de temperaturas en superficie 24 horas despus del anlisis (H + 24 se suele indicar abreviadamente), es decir los valores previstos de temperatura en superficie para las 00 UTC del da siguiente al del anlisis. Dos cosas importantes y bastante lgicas: 1) Un mapa previsto es ms fiable cuanto ms corto sea su alcance. Las predicciones de los modelos no son perfectas (los motivos se han comentado a menudo, por ejemplo en la RAM y en el foro de Meteored) y su fiabilidad disminuye cuanto ms tiempo transcurra desde el anlisis inicial. 2) Toda prediccin depende del anlisis inicial de partida del modelo. Por eso debemos elegir mapas previstos correspondientes al anlisis ms reciente. El modelo HIRLAM por ejemplo tiene dos pasadas diarias principales (primera y segunda parte de la tabla), a las 00 y 12 Z. Supongamos que son las 16 UTC (las seis de la tarde en Espaa) de hoy da 15. Queremos comprobar si ya se han publicado las predicciones correspondientes al anlisis de las 12 UTC. Para ello pinchamos en un mapa cualquiera de la mitad inferior de la tabla de Meteored. Si el mapa que obtenemos corresponde al anlisis de las 12 del da 14, es que todava no han salido las predicciones del da 15 (en el HIRLAM-INM se publican unas 4-5 horas despus del anlisis).

Entonces es preferible utilizar la mitad superior de la tabla (Anlisis de las 00 UTC del da 15) o esperar hasta que salgan las de las 12 UTC. CAMPOS BASICOS Y DERIVADOS La distribucin de las variables que un modelo calcula de acuerdo al procedimiento mencionado antes, tales como presin, temperatura o viento suelen llamarse campos bsicos. A partir de esos resultados pueden calcularse o predecirse otras variables como por ejemplo la precipitacin, que se mide de acuerdo al tiempo (lluvia recogida en 3 horas, 12 horas etc.) o la cobertura nubosa que es tridimensional y depende de las nubosidad existentes a diferentes altitudes o tambin otras variables complicadas como las advecciones de temperaturas o vorticidad etc.. Esas variables calculadas a partir de otras constituyen campos derivados. Fijaros por ejemplo en la tabla del HIRLAM que cuando pedimos mapas de precipitacin no hay anlisis (alcance 00), ya que tiene poco sentido medir la lluvia instantnea En este cursillo creo que lo ms oportuno es centrarnos sobre todo en los principales campos bsicos, a saber, mapas de superficie y de los diferentes niveles de presin (850, 500 , ...hPa) donde se pueden representar el geopotencial o altura del nivel de presin, viento, humedad y temperatura. A estos campos le llamaremos, a partir de ahora, campos bsicos del modelo. PREDICCION POR CONJUNTOS, ENS, Y SPAGHETTIS A pesar de que vamos a centrarnos en los mapas meteorolgicos ms clsicos no est de ms mencionar algo sobre mapas producidos mediante un sistema de prediccin que est empezando a popularizarse. Una de las razones por la que las predicciones de los modelos no son perfectas, y a partir de 5-6 das de alcance temporal muy poco fiables, se debe a las propias limitaciones del anlisis. Es imposible definir con suficiente exactitud el estado actual de la atmsfera mediante observaciones que nunca son perfectas. Los sistemas de prediccin por conjuntos (en ingls sistemas Ensemble, abreviado ENS) ejecutan un modelo de prediccin repetidamente pero cada vez introduciendo pequeas variaciones aleatorias en las condiciones iniciales o de partida del modelo. Se obtienen as resultados diferentes para cada una y en base a la menor o mayor dispersin del conjunto tendremos una especie de prediccin probabilstica y tambin una cierta medida de la predecibilidad de la atmsfera. Veamos por ejemplo el apartado ENS de la seccin de modelos de Meteored (http:// www.meteored.com/principal/ENS.asp ) Corresponde al sistema por conjuntos del modelo americano MRF. Si pinchamos en 500 hPa Geopot. Spaghetti y en el alcance 24 h. obtenemos un mapa como ste:

Tenemos representadas las isohipsas de 552 y 576 decmetros geopotenciales para el nivel de 500 hectopascales (Isohipsas es el nombre que reciben las isolneas de geopotencial. La de 516 no aparece aunque se mencione en la etiqueta ya que cae fuera del mapa. Ya aparecer a medida que el otoo y el invierno se aproximen) Cada lnea de color representa una prediccin distinta para cada una de las diferentes condiciones iniciales. En este mapa para un alcance de 24 horas todas esas lneas son bastante coincidentes para las dos isohipsas, slo hay pequeos desacuerdos. Podemos concluir que con muy alta probabilidad esa ser la disposicin real de las isohipsas de 552 y 576 gpdm al da siguiente. Pero sugiero que miris lo que va pasndoles a esos spaghettis a medida que aumenta el alcance de la prediccin a 48, 72, 96 horas etc. Para el prximo da nos esperan los mapas ms veteranos de la meteorologa: los de superficie y en primer lugar el viejo y familiar mapa de isobaras que ya habamos empezado a comentar el otro da. Tambin trataremos sobre algunos otros tipos de representacin, como las que suelen utilizarse para el viento y para unos elementos que suelen incluirse en los mapas de superficie: los frentes.

CURSO DE MAPAS 3 MAPAS DE SUPERFICIE: LA PRESION AL NIVEL DEL MAR

Aqu tenemos un mapa de superficie puro y duro, slo hay isobaras. Corresponde a una prediccin a 48 horas del modelo HIRLAM vlida para hoy, lunes 22 de septiembre a las 12 UTC. En otros mapas de superficie se incluyen tambin elementos como viento, frentes etc. pero aqu la nica variable representada es la presin reducida a nivel del mar mediante isobaras de cuatro en cuatro hPa etiquetadas en azul. Tambin hay unos cuantos valores de presin en rojo y verde correspondientes respectivamente a mnimos y mximos locales de la misma variable que se alcanzan en algunas zonas del mapa. La presin atmosfrica, es decir el peso de la columna de aire atmosfrico por unidad de superficie, es una variable fundamental en meteorologa y desde la invencin del barmetro en el siglo XVI se conoce su estrecha relacin con los cambios del tiempo. Pero la presin disminuye rpidamente con la altura; cerca del nivel del mar lo hace a razn de un milibar por cada 8 metros de altitud, una tasa muchsimo mayor que su variacin horizontal normal. Como los observatorios meteorolgicos estn situados a muy diferentes altitudes, para poder comparar sus medidas es necesario usar una referencia comn. Las lecturas de los barmetros situados a altitudes superiores se reducen al nivel del mar aadiendo, mediante frmulas apropiadas, la presin adicional que ejercera una columna de aire ficticia que se extendiese en vertical desde el barmetro hasta la altitud cero del ocano y para hacer ms precisa la comparacin en el clculo se tiene en cuenta la temperatura reinante. Con las medidas de presin reducida al nivel del mar pueden construirse mapas de su distribucin mediante isobaras. Durante mucho tiempo estos fueron los mapas usados fundamentalmente por los meteorlogos y durante bastante tiempo despus, prcticamente hasta el desarrollo de Internet, los nicos que llegaban al pblico. El hecho de que para describir o predecir el estado del tiempo es necesario conocer la distribucin de otras variables tanto en superficie como en niveles superiores, no resta importancia al mapa de presin en superficie. En el caso de que nos obligasen a disponer de un solo tipo de mapa meteorolgico para informar del estado del tiempo, constituira sin duda la mejor eleccin. Aqu esta de nuevo el mismo mapa con algunas estructuras tpicas de la distribucin de presin

sealadas: Sobre el Atlntico tenemos una depresin marcada en su centro con la letra B (Baja) donde se seala una presin de 1005 hPa. Encima y a su derecha hay un anticicln en una posicin oblicua Noroeste-Sureste que no es la ms familiar. En su centro la presin es de 1029 hPa (letra A de Alta). No todas las isobaras estn etiquetadas, pero teniendo en cuenta que van de 4 en 4 hPa puede deducirse que la isobara ms interior en la depresin es la de 1008 hPa y en el anticicln la de 1028, o que por ejemplo la que cruza sobre Espaa de oeste a sur es la de 1020. Antes de seguir conviene recordar las letras conque suelen marcarse las depresiones y anticiclones para otros idiomas: Francs: B (Baisse) y H (Haute) - Ingls: L (Low) y H (High) - Alemn: T y H Ms al Este del anticicln las isobaras describen una curvatura brusca a travs de un eje que va desde Galicia hasta el mar del Norte marcado con una lnea roja. Las isobaras internas tienen valores cada vez ms bajos, pero la estructura no es cerrada. Se trata de una Vaguada o Surco. En cambio al sur de la pennsula Ibrica el anticicln se prolonga hacia el este sobre el norte de frica en una especie de cua segn un eje aproximado que he marcado con la lnea quebrada en azul. Se trata de una Dorsal o Loma anticiclnica. Sobre Marruecos existe incluso un pequeo anticicln de 1025 hPa, imbuido en la dorsal. Adems de las depresiones y anticiclones las vaguadas y dorsales son estructuras importantes de los mapas de superficie y ya veremos que son las dominantes en los mapas de altura. Finalmente, he marcado con la letra C un punto justo al este de la dorsal situado entre dos sistemas de altas presiones, la dorsal al Oeste y el pequeo anticicln mediterrneo al Este y dos sistemas de bajas presiones, la vaguada al Norte y bajas relativas en el interior de Africa al Sur. Esos puntos entre dos sistemas de altas presiones y dos de bajas se llaman Collados. Otra importante informacin que ofrecen las isobaras es la mayor o menor magnitud conque vara la presin en sentido horizontal. Si las isobaras estn muy cerca unas de otras, como sucede en la parte norte de la depresin atlntica o sobre Irlanda e Inglaterra, esa variacin es intensa y se dice que el Gradiente de presin es alto. En cambio en la mitad sur de la depresin el Gradiente es ms bajo y todava es ms reducido sobre la pennsula Ibrica. Al oeste de las islas Canarias la distancia entre las isobaras es muy grande y la variacin de presin por tanto es mnima, constituyendo lo que suele llamarse un pantano baromtrico.

LAS ISOBARAS Y EL VIENTO Un mapa de presin en superficie proporciona a primera vista una idea de la circulacin atmosfrica en niveles bajos, sobre todo en latitudes superiores a los 30 Norte o Sur. Las dos fuerzas bsicas que determinan la circulacin del aire sobre la Tierra son la variacin de la presin (el Gradiente) y la propia rotacin terrestre que produce la llamada aceleracin de Coriolis y con ello una fuerza que desva el movimiento del aire hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Sur. Bajo la hiptesis de que ambos factores, la fuerza del Gradiente de Presin y la fuerza de Coriolis, se equilibran, se calcula una aproximacin terica para la circulacin llamada Viento Geostrfico (el termino alude a la rotacin de la tierra). Las isobaras identifican la circulacin del viento Geostrfico de acuerdo a la regla de Buyss Ballot: El Viento Geostrfico circula paralelo a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en el hemisferio Norte (en el hemisferio Sur a la izquierda). En la parte superior de nuestro mapa la circulacin del viento Geostrfico sera como indican las flechas:

La regla de Buyss Ballot implica que en el hemisferio Norte, el viento Geostrfico circula en sentido contrario de las agujas del reloj alrededor de las depresiones y en el sentido del reloj alrededor de los anticiclones (en el hemisferio Sur sucede al revs). La cuestin inmediata es conocer cual es la relacin entre el viento Geostrfico, as calculado, y el viento real reinante en una situacin como la descrita por el mapa. Para ello debemos tener en cuenta lo siguiente: 1) La aceleracin de Coriolis es nula en el Ecuador y va aumentando gradualmente hacia los polos donde es mxima. En latitudes cercanas al Ecuador, digamos hasta 20 o 30 grados, la fuerza de Coriolis es dbil y los vientos no se ajustan a la hiptesis geostrfica. 2) Existen otras fuerzas y factores determinantes. En las capas cercanas a la superficie el ms importante es la friccin o rozamiento del viento. En niveles altos (por encima de unos 1000 metros sobre el suelo) el viento Geostrfico se aproxima bastante al real, pero por debajo el rozamiento desva el viento en direccin hacia las bajas presiones de forma que no sopla paralelo a las isobaras sino formando un ngulo con estas que puede llegar a unos 40 grados en superficie sobre terreno rugoso. Sobre el mar est en torno a 15-20 grados. Con el rozamiento la circulacin del viento en nuestro mapa pasara a ser ms o menos la siguiente:

En el norte de Espaa por ejemplo, la direccin del viento Geostrfico era del Oeste-Noroeste pero el rozamiento lo gira a una direccin ms bien del Suroeste. Es interesante observar que en la depresin atlntica el rozamiento hace que el viento converja hacia el centro, formando una especie de espiral (el aire entra en la depresin). Por el contrario, en el anticicln hay divergencia, el aire se escapa de la zona anticiclnica. Cerca del suelo la friccin del viento con la superficie hace que las reas de bajas presiones sean zonas de convergencia y las de altas presiones de divergencia. Este hecho tiene una importancia fundamental sobre el tiempo atmosfrico, volveremos sobre ello el prximo da. EL VIENTO REAL EN SUPERFICIE[b] Y ahora volvamos a la cuestin interesante de saber si teniendo en cuenta el rozamiento, las isobaras nos proporcionan ya una medida ajustada de la direccin del viento y tambin de su velocidad en superficie. En mar abierto la respuesta es afirmativa, con bastante aproximacin, pero sobre los continentes existen numerosos accidentes geogrficos e influencias trmicas de escala ms pequea que modifican el viento a gran escala sealado por las isobaras (escala sinptica suele llamarse) Todo depende un poco de la intensidad de ese viento general. Si es suficientemente fuerte puede imponerse a las influencias de menor escala. Ahora veremos como el mapa de superficie tambin ofrece una evaluacin de la velocidad del viento general. Hay que tener en cuenta los siguientes factores, especialmente el primero: 1) La velocidad del viento es directamente proporcional al Gradiente de Presin y por tanto ms fuerte cuanto ms juntas estn las isobaras 2) Para un mismo gradiente de presin es inversamente proporcional a la latitud, es decir ms fuerte cuanto ms alejados estemos de los polos 3) Para igualdad de los factores anteriores es ms fuerte cuando las isobaras se curvan alrededor de altas presiones (curvatura anticiclnica) que cuando rodean zonas de bajas presiones (curvatura ciclnica). Este efecto se debe a la interaccin de la fuerza centrfuga que se suma a la fuerza de la presin en el primer caso y la contrarresta en el segundo. 4) Disminuye al aumentar el rozamiento. Adems del giro antes descrito, el rozamiento hace que la velocidad del viento disminuya sobre los continentes y sobre todo en la capa ms contigua al suelo. Sobre mar abierto es ms fuerte e uniforme 5) Sobre los continentes es en general ms fuerte de da que de noche debido a la mayor inestabilidad atmosfrica diurna que transmite verticalmente el movimiento.

Incluso despus de tener en cuenta todos esos factores, las influencias orogrficas y trmicas locales pueden modificar bastante el viento sobre tierra. Sin embargo si el gradiente de presin es intenso la influencia de gran escala se deja notar bastante. Con la situacin de nuestro mapa puede predecirse un viento del Suroeste sobre el norte de la pennsula Ibrica y casi con toda seguridad un barco que navegue entre Galicia e Irlanda encontrar vientos del Norte-Noroeste bastante intensos. En los mapas previstos de los modelos el viento en superficie se calcula de acuerdo a todas las influencias anteriores y tambin la orografa que el modelo incorpora para sus clculos y que no representa perfectamente a la real. Para la misma hora del mapa de superficie anterior el modelo HIRLAM hizo la siguiente prediccin de viento en superficie:

Las flechas sealan la direccin prevista del viento y la velocidad viene dada por la longitud de las flechas de acuerdo al patrn que aparece en el ngulo superior derecho del mapa (una flecha con longitud equivalente a 25 metros por segundo). La verdad es que cuesta bastante ver las flechas pequeas. Los colores de las flechas no se refieren al viento sino a la temperatura prevista en superficie de acuerdo con la escala superior. Puede verse que el viento del modelo dibuja perfectamente la depresin sobre el Atlntico. En el interior del anticicln a su derecha hay vientos muy flojos, de acuerdo al dbil gradiente de presin y la latitud ms bien alta. El viento en el norte de Espaa y entre Galicia e Irlanda tambin coincide con lo que nos haban contado las isobaras. En el pantano baromtrico al oeste de las islas Canarias hay casi calma. Sin embargo esa prediccin del HIRLAM como la de otros modelos, o como la que podamos efectuar nosotros mirando las isobaras, est ofreciendo el viento general o viento sinptico previsto. A menudo no coincidir con el viento real que se registre en superficie sobre zonas de tierra o en la costa, ya que no se recogen adecuadamente influencias tan importantes como las circulaciones mesoescalares de, por ejemplo, las brisas trmicas costeras o entre valles y montaas ni tampoco otras influencias locales. Con todo y con ello, el mapa de superficie proporciona una informacin fundamental sobre la circulacin atmosfrica general a bajos niveles y sobre la situacin y evolucin de los sistemas de presin que el prximo da podemos comentar con algunos ejemplos.

Este captulo se ha hecho ya largo y tambin hay que dejar para el lunes prximo la representacin de los frentes en superficie que tradicionalmente se incluan en los anlisis, aunque han ido desapareciendo en las representaciones de los modelos. Aprovecho para confesar que aparte de la ayuda de Rayo estoy contando con los valiosos comentarios de Nimbus. Gracias a los dos.

CURSO DE MAPAS 4 LOS FRENTES EN LOS MAPAS DE SUPERFICIE Los frentes son elementos importantes de los mapas de superficie, como marcas de la separacin entre masas de aire de distinta humedad y temperatura (y por tanto de distinta densidad). Bjerknes y sus colaboradores en Bergen (Noruega) dieron a conocer la teora de masas de aire y frentes en los aos veinte del pasado siglo, pero hasta la poca de la 2 guerra mundial no se dibujaron frentes en los mapas de superficie. Y hoy en da la proliferacin de los modelos que no suelen identificarlos (al menos de forma primaria) hace que hayan desaparecido de muchos mapas. Por otra parte el uso de imgenes de satlite demostr que los frentes son a menudo estructuras ms complicadas que en las definiciones iniciales de la escuela noruega o, hablando en plata, que hay frentes y frentes, con caractersticas muy variadas. Para ms introduccin sobre los frentes y su simbologa en los mapas, hay descripciones muy didcticas en el nmero 1 de la RAM en la seccin de divulgacin prctica, direccin: http://www.meteored.com/ram/numero1/quees.asp y en su continuacin en el nmero 2 en http://www.meteored.com/ram/numero2/quees.asp Y tambin, en ingls, en la direccin que nos pas el otro da el forero Neuadojo: http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/af/home.rxml

Por remachar una nocin importante, hay que recordar que las masas de aire son estructuras o sistemas tridimensionales de la troposfera. Cuando dos de ellas de distintas caractersticas entran en contacto, su zona de separacin es la Superficie Frontal. El frente en superficie es slo la interseccin de esa superficie frontal con el suelo. Ms claro an, y perdn por ser demasiado machacn para la gente que conoce bien estas cosas: si imaginamos que dos habitaciones contiguas representan masas de aire de diferente temperatura y humedad, la superficie frontal sera la pared que las separa y el frente solamente la lnea de la pared en contacto con el suelo. Un frente en altura sera la interseccin de la superficie frontal con un nivel dado (una lnea horizontal de la pared a una cierta altura). De todas maneras el ejemplo de la pared no es el ms apropiado porque las superficies frontales no son verticales como las paredes, sino que estn inclinadas. Conviene tambin situar las ZONAS DE LA TIERRA DONDE HAY FRENTES: La circulacin general de la atmsfera tiene varias zonas de acuerdo al esquema de la figura ms abajo. Entre las latitudes de unos 60 y unos 30 grados, en ambos hemisferios, hay dos franjas, situadas entre las altas presiones (H) polares y los grandes anticiclones subtropicales (HH), donde la circulacin del aire en niveles bajos es predominantemente del Oeste (ms del suroeste en el Hemisferio Norte y del noroeste en el Hemisferio Sur). En la parte ms cercana a los polos de esas dos franjas (cerca ya de los 60) se sita, ms o menos, la zona fronteriza entre el aire polar, fro y el subtropical clido. Bjerknes y la escuela noruega denominaron a esa separacin Frente Polar y efectivamente se caracteriza por una sucesin de frentes que circundan la Tierra con ondulaciones ms o menos pronunciadas hacia sur y Norte.

Los frentes estn ligados a las depresiones de latitudes medias (L) que tambin se originan en esa zona y son las que afectan por ejemplo a la pennsula Ibrica, sobre todo en invierno, cuando el frente polar desciende de latitud. Dichas depresiones polares o frontales se originan, como sus frentes asociados, por la interaccin entre el aire polar y el tropical. El modelo ms bsico de una depresin recin formada con sus frentes clido y fro sera como sigue

Por tanto, la meteorologa de borrascas y frentes desplazndose de Oeste a Este es tpica de las latitudes a las que se encuentra por ejemplo Europa. No esperemos encontrar frentes en latitudes ms cercanas al ecuador (ms al sur de, digamos, la pennsula Ibrica o ms al norte de Argentina). Las masas de aire no estn all tan diferenciadas como para formar frentes bien definidos. En los trpicos tambin hay depresiones, como son los ciclones tropicales, pero se originan por un mecanismo distinto a las de latitudes altas. En fin, basta de teora, que esto est en todos los libros y se trata de ver mapas. MAPAS CON FRENTES EN LA WEB Una buena direccin para ver varios ejemplos de mapas con frentes es el portal Infomet en la

direccin: http://www.infomet.fcr.es/ y pinchamos dentro de la seccin modelos en UKMO que son las iniciales del Servicio Meteorolgico ingls, pero lo que nos aparece es una tabla con varias opciones y mapas de la Met Office (Servicio ingls o UKMO), Deutsche Wetterdienst (Servicio alemn), USAF, Mto France y otros, todos mapas de superficie con frentes, aunque con diferentes presentaciones

Este primero es el mapa previsto para el 2 de de Octubre a las 12 UTC por la Met Office. La depresin que est dando tanta lluvia sobre Espaa hoy tiene varios centros con 1007 - 1005 milibares y varios frentes asociados: fros, clidos, ocluidos, lineas continuas que representan ejes de vaguada, un frente ocluido en frontlisis (Sur de Irlanda). Es una interpretacin un poco complicada, como suelen hacer los ingleses y quiz sea mejor que comentemos la misma situacin en un mapa donde est descrita ms sencillamente: el del servicio alemn:

Antes de comentarlo hay que advertir que el Servicio Meteorolgico alemn todava no anuncia oficialmente los cursos de Meteosort (www.meteosort.com), aunque no tardar en hacerlo en vista de su fama. Lo que pasa es que estos mapas se circulan en Internet por nuestro admirado Ramn Bailina que los recibe por radiofacsimil y aprovecha para incluir alguna noticia de inters. En el centro del mapa, con la advertencia Basado en datos de 00 UTC debido a problemas informticos aparecen unas rayas horizontales que no son ms que interferencias en la recepcin por radio. Los alemanes reducen la interpretacin frontal a frentes fros, clidos y ocluidos. Adems dibujan con esa especie de borregos, como el que hay sobre el mar Cantbrico, algunas zonas con bastante nubosidad. Segn escribo esto se estn produciendo fuertes chubascos sobre Madrid de los que es responsable el frente fro que cruza la pennsula Ibrica y sin embargo no se ha sealado la nubosidad asociada. En realidad la baja (T) centrada al oeste de Portugal con vientos del Suroeste est produciendo intensa nubosidad y chubascos en toda la zona. Vamos a centrar nuestra atencin ahora en la parte noroeste del mapa:

Aqu hay un buen ejemplo de la distribucin de masas de aire y frentes asociados a la depresin (T) centrada a la derecha de Islandia. Al oeste de la depresin tenemos la masa ms fra que desciende con vientos del norte hasta la frontera con la masa clida marcada por el frente Fro debajo de las flechas azul oscuro con sus tringulos apuntando hacia la masa clida. Ms al sur donde estn la flechas rojas pequeas, el pequeo sector de aire clido est tambin avanzando hacia el sur sobre una masa de aire fresco (con frescoqueremos decir menos fro que el que est ms al norte). Ese lmite en superficie entre el aire clido que avanza y el aire fresco es el frente Clido, marcado con semiredondeles. Segn nos desplazamos hacia el Este, el frente Fro y el frente Clido se unen formando un frente Ocluido (tambin se les llama simplemente Oclusin) que se indica con semiredondeles junto a tringulos (delante de la flecha morada). Lo que ha sucedido es que en esa zona el frente Fro ha alcanzado al frente Clido. En superficie la masa fra entra en contacto con la masa fresca al Este, desplazando hacia niveles altos al aire clido menos denso. En el Oeste hay un Anticicln (H) con el viento girando en el sentido de las agujas del reloj. En la zona de Terranova es la masa de aire clido la que avanza hacia el Norte sobre la masa de aire fro. El mismo frente que ms al Este era Fro se transforma aqu en frente Clido. Lo que define a un frente no es la posicin de las masas de aire, sino cual de ellas avanza sobre la otra, es decir el viento. Cuando el viento es paralelo a un frente, ninguna de las dos masas avanza sobre la otra y se tiene un frente estacionario donde las masas de aire tienden a mezclarse, como sucede en la zona al Oeste de las islas Azores (ver mapa grande). Se simboliza con tringulos apuntando en direccin hacia la masa clida y semiredondeles al otro lado, apuntando hacia la masa fra (no confundir con las oclusiones donde ambos apuntan hacia la misma direccin) El paso de frentes y superficies frontales ocasiona cambios de tiempo (nubosidad, precipitacin, giro del viento, etc.) bastante tpicos, sobre todo cuando las fronteras entre masas de aire estn bien definidas. El siguiente mapa, que se puede encontrar en el mismo sitio que los anteriores es un mapa previsto para la misma hora (12 UTC de hoy da 2) por el servicio meteorolgico de la Fuerza Aerea norteamericana (USAF), donde se sealan zonas de nubosidad previstas en una especie de imagen de satlite infrarroja virtual:

Las diferentes tonalidades de gris en la escala debajo del mapa indican la cantidad de nubes medias (entre 6000 y 1400 pies). FEW indica 1 a 2 octavos de cielo cubierto, SCT 3 a 4 octavos, BKN 5 a 7 octavos y OVC cielo cubierto Observar en este mapa que un sistema frontal no tiene que llevar siempre nubosidad y precipitacin y, viceversa, una zona nubosa con o sin precipitacin no tiene que llevar asociado un sistema frontal, como ocurre en el Mediterrneo occidental. En algunas ocasiones los sistemas nubosos de latitudes subtropicales (zona de Canarias por ejemplo), que dan apariencia de borrascas, no llevan asociados frentes en superficies definidos e, incluso, su dinmica es tal que hace difcil asociarles sistemas frontales tpicos de la escuela noruega. Lo que se ve muy bien en este mapa es que los frentes fros activos como el del Atlntico Norte tienen una estrecha pero densa banda de nubes justo por delante. La masa fra empuja al aire clido ms ligero obligndole a ascender por delante del frente formndose nubosidad vertical, a menudo con violentos chubascos y tormentas, pero en cuanto pasa el frente se produce una sbita mejora del tiempo, con buena visibilidad y chubascos ya slo ocasionales. Tambin para el frente fro que est cruzando la pennsula se prevea esa evolucin temporal, a pesar de la proximidad de la depresin. Y as ha sido. Cuando empec a escribir este texto todo el cielo sobre Madrid estaba cubierto con chubascos constantes y nubes casi a ras de suelo. Ahora son las 15 UTC, ha salido el sol con grandes claros, aunque hay todava algn chubasco intermitente. Madrid se encuentra ya en la zona postfrontal con poca nubosidad que haba dibujado la USAF en el suroeste de la pennsula. Un frente fro de libro. Los efectos de los frentes y la interaccin entre masas de aire dan para hablar bastante, pero este cursillo se refiere ms que nada a mapas, aunque lgicamente comentar los mapas y sobre todo de su interpretacin obliga a hablar un poco de los fenmenos atmosfricos. El prximo da seguiremos todava con algn otro detalle, antes de empezar ya con los mapas de niveles altos.

CURSO DE MAPAS 5 UTILIDAD DEL MAPA DE SUPERFICIE De los mapas de superficie pueden deducirse bastantes caractersticas del tiempo asociado y hemos visto algunas relativas al viento, nubosidad asociada a un frente fro etc. pero siempre hay que tener en cuenta que un mapa por si slo no describe automticamente los fenmenos atmosfricos, porque estos dependen de varias variables y de su distribucin en sentido vertical y no slo en superficie. Y aunque slo dependiesen del mapa de superficie tendramos que considerar todas las variables conjuntamente. Por ejemplo, la nubosidad est relacionada con los diferentes sistemas de presin y con los frentes, pero tambin con la humedad y el viento. Desde luego hay algunos tipos de tiempo bastante asociados a configuraciones tpicas del mapa de superficie. Prcticamente todo el mundo tiene presente al menos dos conceptos bsicos sobre los mapas de isobaras: asociar las depresiones con tiempo nuboso y precipitaciones y los anticiclones con buen tiempo (lo he puesto entre comillas porque es un concepto muy relativo; para un agricultor el buen tiempoes la lluvia en ciertas pocas del ao). Sin embargo esas dos nociones slo son ciertas en parte, al menos no son la verdad absoluta. Las depresiones son efectivamente zonas donde el aire predominantemente asciende con lo que se enfra, se condensa el vapor de agua que contiene y se forman nubes; y adems el ascenso vertical del aire est relacionado con la precipitacin. Pero el ascenso del aire no se produce por igual en toda el rea de una depresin y dependiendo de la situacin en niveles altos y las masas de aire presentes pueden existir zonas de escasa nubosidad. Por su parte, en los anticiclones el aire desciende y se calienta provocando la evaporacin de las nubes, pero al mismo tiempo eso favorece la estabilidad del aire cerca del suelo y si hay suficiente humedad en las zonas anticiclnicas abundan las nieblas y la nubosidad baja. Hay adems una infinita variedad de depresiones y anticiclones y es difcil encontrar dos sistemas de presin exactamente iguales en todas sus caractersticas. Como ejemplo podemos examinar un poco el anlisis de superficie del domingo 12 a las 18 UTC del Servicio Meteorolgico britnico tomado de Infomet (http://www.infomet.fcr.es/metoffice/) Durante ese da se ha registrado muy mal tiempo sobre buena parte de la pennsula Ibrica con cielo cubierto y abundantes chubascos, tormentas y actividad elctrica. (creo incluso que han informado de algn pequeo tornado en el noreste) aunque en la parte Oeste ha ido aclarando despus de pasar el Frente Fro. Estn todos esos fenmenos y ese frente tan activo asociados a la pequea depresin de 1014 hectopascales en el mar Cantbrico? Como puede verse ese centro de baja presin apenas si es una prolongacin de la gran depresin que existe sobre el Atlntico, un centro secundario de la misma.

Si slo nos fijamos en los valores de la presin habra que atribuir mucho peor tiempo a toda la gran depresin Atlntica con centros de 983 y 985 hPa, pero las imgenes de satlite mostraban zonas del Atlntico con bastante menos nubosidad que sobre la pennsula. La clave hay que buscarla en la situacin en niveles altos y la distribucin de temperaturas en la vertical que explicar mucho mejor el mal tiempo en Espaa. Otro ejemplo de los factores que hay que tener en cuenta para interpretar el tiempo a partir de los mapas nos lo proporciona el Anticicln centrado entre las islas britnicas y Escandinavia. En su parte Sur, en la zona de la fecha roja, hay flujo del Este en niveles bajos que dirige aire clido y seco de centro-Europa sobre el Canal de la Mancha. All probablemente tengamos slo nubosidad alta o media con tiempo seco sobre el Sur de Inglaterra. Sin embargo en la zona de la flecha verde es aire martimo y hmedo el que alcanza la costa Noruega y aunque el centro del anticicln est mucho ms cerca puede esperarse nubosidad baja y quiz precipitaciones, al menos en la franja costera. Las masas de aire sufren la influencia del suelo y su orografa cuando llegan a los continentes. Los vientos martimos ocasionan nubosidad en las costas pero la misma masa de aire va perdiendo su humedad al circular sobre tierra y montaas. Es poco frecuente por ejemplo que llueva en Madrid con vientos del Norte o Noroeste que deben atravesar primero varias barreras montaosas, pero el aire del Suroeste que circula por el valle del Tajo conserva su humedad martima y ocasiona lluvias prolongadas con depresiones que circulan bastante ms al Norte. Ejemplos similares se pueden citar de cualquier punto de la Tierra. De ah la importancia de considerar los factores geogrficos junto con los mapas.

LA ESCALA DE VIENTO GEOSTROFICO

Me han preguntado por el diagrama que aparece en el ngulo superior izquierdo de los mapas de la Met Office. Antes del uso de los modelos que calculan rpidamente el valor de muchas variables, los meteorlogos eran muy aficionados a usar bacos, escalas y muchos otros mtodos grficos para simplificar su trabajo. La escala de viento Geostrfico es un ejemplo de aquellas herramientas que la Met Office ha conservado. Si queremos por ejemplo calcular la velocidad del viento geostrfico en Londres, medimos la distancia entre las dos isobaras ms prximas que he marcado con el segmento rojo.

Ese mismo segmento lo trasladamos a la escala, situando un extremo en la parte izquierda de la escala y a la altura correspondiente a la latitud de Londres, unos 52 grados. El otro extremo del segmento marcar la velocidad del viento geostrfico por medio de las lnea curvas de la escala, leyendo el valor en la parte superior o inferior de la misma. En nuestro ejemplo bajamos por la lnea curva casi inmediata al extremo derecho del segmento y leemos 25 Nudos, unos 46 Km/ hora (1 Nudo = 1,85 Km/h). Pero no olvidemos que el viento Geostrfico es slo una aproximacin al viento real en superficie y ste puede tener a veces direccin y velocidad bastante distintas.

EL MAPA DE SUPERFICIE EN EL HEMISFERIO SUR Me ha resultado dificilsimo encontrar en Internet mapas de superficie con isobaras y frentes de la zona de Amrica del Sur como quera (si alguien conoce una direccin que la cuente). Al final he recurrido al Servicio Meteorolgico Australiano para ver un mapa del Hemisferio Sur, y me alegro, porque los australianos exponen una buena coleccin de ellos, anlisis y previstos, para diferentes reas y horas, en blanco y negro y colores, e incluso con loops de mapas a diferentes horas. Adems hay una seccin explicativa (about the weather maps) que hace la competencia a este curso. La direccin es:

http://www.bom.gov.au/weather/national/charts/ El anlisis de las 12 UTC del domingo 12 era el siguiente:

Parece una imagen en el espejo de las configuraciones del hemisferio Norte. El viento circula (flechas blancas), en el sentido del reloj en las depresiones y contra el reloj en los anticiclones. Los sistemas frontales se extienden desde las depresiones hacia el norte (direccin con flechas negras). Pero el movimiento general de todos los sistemas es de Oeste a Este como en el Hemisferio Norte, tambin estamos en latitudes medias. Volviendo a consideraciones como las de antes, el gran anticicln centrado sobre la isla de Tasmania asegura buen tiempo sobre mitad oriental de Australia con vientos del continente, pero en la costa Este afectada por flujo martimo puede haber nubosidad apreciable. Estamos en el principio de la primavera del Hemisferio Sur y una profunda vaguada alcanza todava el Suroeste de Australia con un frente Fro penetrando en la costa con vientos del ocano. Esa es la zona de mejor tiempo . para los agricultores.

CURSO DE MAPAS 6 MAPAS DE ALTURA: GENERALIDADES La representacin de variables meteorolgicas en niveles de la atmsfera por encima de superficie se basa en una tcnica que se adopt por razones esencialmente prcticas: la referencia para situar el nivel al que se representan las variables no es la altitud sino la presin atmosfrica. Las variables se representan en los mapas para valores de presin fijos como por ejemplo en el Anlisis de la Altura Geopotencial en el nivel de 500 hectopascales, hPa, del domingo 19 de octubre a las 12 UTC (corresponde al modelo HIRLAM-INM y se obtuvo en su da de la seccin modelos de Meteored: http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp ) O tambin en la pgina correspondiente del INM: http://www.inm.es/web/infmet/modnum/hirlam.html

En absolutamente todos los puntos de este mapa la presin atmosfrica es 500 hPa. Qu es entonces lo que vara? Pues la altitud a que est situado cada punto, es decir la altura sobre el nivel del mar a la cual la presin es 500 hPa en cada uno de ellos. Y eso es precisamente lo que indica la Altura Geopotencial (ms bien Altitud porque es sobre nivel del mar) o simplemente Geopotencial o Z en algunos mapas. Pero con una salvedad: La Altitud Geopotencial no es exactamente la lineal, es decir la distancia vertical desde el mar hasta el punto donde la presin es 500 hPa, aunque si muy parecida. El Geopotencial de 500 hPa en un punto de dicho mapa es, en fsica, el Trabajo necesario que habra que realizar para elevar la unidad de masa hasta el nivel de 500 hPa. Esa definicin permite adoptar la altitud geopotencial como algo independiente de la aceleracin de la gravedad. Al ser la Tierra achatada por los polos el valor de dicha aceleracin no es constante en cada punto de la superficie y tampoco lo es por supuesto al elevarnos. Esa variacin complicaba tremendamente los clculos de los meteorlogos por lo cuando se empezaron a usar mapas de altura en los aos veinte del siglo pasado, se adopt la Altitud Geopotencial para ellos. Digamos, para liquidar el tema, que un Metro Geopotencial es igual que un metro ordinario a la latitud de 45 grados y al nivel del mar y en todos los dems casos es muy ligeramente ms corto o ms largo. El error que cometemos utilizando

esos metros se restringe a la altitud que no es la verdadera por muy poco, pero para todas las dems variables meteorolgicas los valores son los buscados. A partir de ahora, para simplificar hablaremos de metros, decmetros y en general altitud, entendiendo que en realidad son valores geopotenciales. En el mapa anterior las isolneas unen punto en los que la presin de 500 hPa se encuentra a la misma altitud y se llaman Isohipsas que significa igual altura. Por ejemplo, la isohipsa ms gruesa que pasa casi por el centro de la pennsula Ibrica est rotulada con el valor 560. Deben ser decmetros por lo que veremos enseguida, as que en todos los puntos de esa isolnea la altitud de 500 hPa se encuentra a 5600 metros sobre el nivel del mar. Puede comprobarse que las isohipsas de este mapa estn rotuladas de 4 en 4 decmetros, o sea de 40 en 40 metros. El valor en rojo sobre el extremo Noroeste de la pennsula corresponde a un mnimo de Altitud de 5480 metros y efectivamente est situado en el centro de una estructura cerrada, una Baja de Altitud (la denominacin Baja se utiliza en estos mapas con preferencia a depresin). En cambio el valor en verde junto al lmite Oeste del mapa es un mximo de 5880 metros dentro de un Alta de altitudes (se utiliza el trmino Alta en lugar de Anticicln). En resumen, en los mapas de niveles por encima del suelo la referencia bsica no es la altitud como en los de superficie, en los que se tomaba como nivel de referencia 0 metros, sino la Presin. Por ese motivo se llaman Mapas Isobricos; en todo el mapa la presin es la misma (me viene a la memoria una discusin en el foro de Meteored sobre la impropiedad de llamar isobricos a los mapas de isobaras. Efectivamente aquellos no son isobricos. Estos s). Tambin se llaman Topografas porque son muy semejantes a los mapas de nivel que utilizan los topgrafos para indicar las altitudes del terreno. El mapa del ejemplo, como todos los isobricos, no es paralelo a la superficie de la Tierra. La Baja sobre Galicia corresponde a un hundimiento, a un hoyo circular. En cambio en la esquina Suroeste del mapa los 500 hPa estn levantados en una especie de montaa. Si un avin vuela a la hora del mapa desde Canarias a Galicia manteniendo constante la presin de 500 hPa con su altmetro (y realmente los aviones comerciales utilizan ese procedimiento para fijar sus niveles de vuelo) estar continuamente descendiendo, desde unos 5800 metros a unos 5500 metros. Son unos 300 metros, que no es mucho en un vuelo de casi 3000 kilmetros, pero en la atmsfera significa un cambio importante. Si el avin vuela en sentido contrario estar ascendiendo esos 300 metros. La altitud geopotencial marcada por las isohipsas ofrece tambin una medida de la presin atmosfrica a la altitud media del mapa, pues lo nico que hemos realizado es un cambio de variable. La distribucin de altitudes, aparte del inters en si misma, est muy relacionada con la distribucin de temperaturas pero podemos dejar eso para el prximo da. OTROS MAPAS DE ALTURA TILES Se podran emplear mapas isobricos para cualquier nivel de presin, pero por convenio slo se utilizan normalmente unos cuantos para medir con cierta aproximacin la distribucin de las variables en altura. Son los de la lista siguiente en la que aado el valor medio que tienen sus altitudes en nmeros redondos: 850 hPa Unos 1500 metros 700 hPa - Unos 3000 metros 500 hPa - Unos 5500 metros (como se ve en el ejemplo las isohipsas se mueven en torno a ese valor) 300 hPa Unos 9000 metros 250 hPa Unos 10300 metros 200 hPa Unos 11800 metros A veces se utiliza algn otro como el de 1000 hPa, un nivel que se sita muy prximo al del mar (recordemos que la presin atmosfrica media a 0 metros de altitud est en torno a 1013 hPa).

En niveles altos hay, como vemos, tres niveles isobricos muy prximos en la lista: 300, 250 y 200 hPa. Eso se debe a que a esa altitud hay fenmenos interesantes como la tropopausa y los chorros pero que varan un poco de altitud media en funcin de la latitud geogrfica, por lo que se intenta asegurar su localizacin. Adems esas altitudes son a las que vuelan la mayora de los aviones comerciales y la meteorologa oficial sigue trabajando bastante en contacto con la aviacin. A efectos de disponer de una buena informacin sobre la situacin atmosfrica en nuestras latitudes es ms que suficiente con manejar los mapas isobricos de 850, 700, 500 y 300 hPa. Cada uno de ellos tiene algn uso ms apropiado, aparte de que todos en conjunto ofrecen una foto bastante completa de la distribucin vertical de la atmsfera. El mapa de 500 hPa, por ejemplo, se sita a un nivel en el que el peso de la columna de aire por encima es casi el mismo que por debajo (500 es casi la mitad de 1013) por lo que ofrece un valor medio de muchas variables. Aunque solo dispusiramos del mapa de superficie con isobaras y del mapa de 500 hPa tendramos ya una informacin bastante aceptable para evaluar la situacin atmosfrica EL VIENTO EN LOS MAPAS ISOBARICOS Otra informacin inmediata que ofrecen las isohipsas es la direccin y velocidad del viento. Se demuestra fcilmente que la Ley de Buyss-Ballot y las dems reglas sobre circulacin del Viento Geostrfico (ver entrega n 3 del cursillo) son igualmente vlidas para los mapas isobricos si cambiamos isobaras por isohipsas, depresiones por bajas y anticiclones por altas. En realidad la informacin es mucho mejor, porque a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre, en ausencia de las influencias del rozamiento, de las diferentes temperaturas del suelo y de la orografa, el viento Geostrfico se aproxima muchsimo ms al real. En el mapa del ejemplo podemos garantizar que al nivel de 500 hPa existir viento del Oeste bastante fuerte sobre Lisboa y del Suroeste, un poco menos intenso, sobre Barcelona. En la prxima entrega hablaremos sobre todo de la temperatura y su distribucin vertical de acuerdo a los mapas isobricos.

CURSO DE MAPAS 7

MAPAS DE ALTURA. RELACION DE LA ALTITUD CON LA TEMPERATURA Cada vez que inicio un nuevo captulo me siento un poco despistado. es mejor tratar las cosas desde un punto de vista absolutamente prctico o profundizar un poco? Si hablamos de temperatura en los mapas de altura, lo que mucha gente quiere saber son cosas como qu isoterma debe haber en el nivel de 850 hPa para que nieve, o cmo saber con el mapa de 500 hPa cuando se va a formar una gota fra. Para qu intentar explicar un poco el significado atmosfrico de las isohipsas o las vaguadas? Esto es un curso de mapas y para aprender meteorologa terica ya hay muchos y buenos libros que la explican mucho mejor. Pero al final hoy he acabado decidindome a tocar un poco ms de la cuenta algunas cuestiones tericas simples. Si entendemos lo que hay detrs de esas representaciones del aire que son los mapas seguramente tambin ser ms fcil contestar preguntas como las anteriores, para las que adems, la respuesta casi nunca es una frmula infalible. Por ese motivo ruego paciencia si hoy me enrollo un poco ms de lo recomendable. En el ltimo captulo veamos que los mapas isobricos de altura nos indicaban la altitud a la que se encuentra los niveles de presin en cada punto del mapa. Esa altitud no est simplemente relacionada con la presin en superficie, sino que a medida que nos elevamos tiene una relacin cada vez mayor con la densidad de la columna de aire intermedia, es decir con su temperatura. Para verlo podemos buscar un ejemplo examinando primeramente el Anisis de Superficie del lunes 28 de octubre a las 12 UTC del modelo HIRLAM.

Fijmonos en la isobara de 1016 hPa en este mapa de superficie. Esa isobara pasa por el estrecho de Gibraltar, despus recorre dando vueltas el Mediterrneo pasando sobre la isla de Cerdea y entra en el continente europeo llegando casi a tocar el Atlntico junto a otro estrecho, el Canal de La Mancha entre Inglaterra y Francia, donde est la ciudad de Boulogne. As pues la presin a nivel del mar en Gibraltar, Cerdea y Boulogne ser casi idntica, 1016 hPa. Ahora examinemos la altitud del nivel de 500 hPa, para esos tres mismos puntos, en el Anlisis de

Altitud Geopotencial del mismo da y hora.

Tanto Gibraltar como Cerdea se encuentran entre las isohipsas de 568 y 572 Dm, es decir, que la presin de 500 hPa se sita sobre Gibraltar y Cerdea a una altitud en torno a los 5700 metros. Sin embargo, la isohipsa que pasa por Boulogne es la de 556, o sea que all el nivel de 500 hPa se encuentra slo a 5560 metros de altitud. Ya que las presiones a nivel del mar son casi iguales en los tres puntos, debe existir una diferencia. Esa diferencia consiste en que el aire sobre Boulogne es bastante ms fro. La densidad del aire depende de su temperatura (tambin de la humedad) y es ms pesado cuanto ms fro. Si dos puntos dados A y B tienen la misma presin a nivel del mar y el aire sobre ellos tiene una temperatura semejante, el nivel de presin de 500 hPa se encontrar a la misma altitud sobre A y B:

Pero si la columna de aire sobre A es ms fra, el nivel de 500 hPa se encontrar ms bajo sobre A:

En niveles isobricos algo alejados de superficie, como el de 500 hPa las Bajas y Vaguadas de altitud se corresponden con zonas de aire fro y las Altas y Dorsales con zonas de aire clido. En la figura siguiente se compara el mapa isobrico de 500 hPa anterior con el anlisis de temperaturas observadas para el mismo nivel y hora:

El aire ms fro (zona verde) sobre Espaa y Francia se corresponde con la zona de bajas que marcan las isohipsas, y la zona clida (color marrn) en el oeste del Atlntico con el Alta de altitudes que ocupa esa zona. Tambin la dorsal que se prolonga hacia el Este de ese Alta atlntica se sita en la misma posicin de la isla marrn ms clida en el centro del mapa y las temperaturas ms fras (azul claro) sobre el Oeste de Francia se sitan cerca del mnimo de altitudes en la misma zona. En resumen que las isohipsas nos estn indicando tambin las temperaturas al nivel de 500 hPa, cuanto menos altitud menor temperatura y viceversa. Al nivel de 500 hPa esa asociacin entre altitud y temperaturas aparece muy clara (fijndose con atencin parece existir un ligero desfase que tiene su razn de ser, ya lo comentaremos). En cambio en niveles isobricos ms bajos no hay tanta correspondencia entre altitud y temperatura como puede verse en el mapa de temperaturas observadas del nivel de 850 hPa

A este nivel la zona de temperaturas ms fras no se encuentra entre Espaa y Francia, sino ms al norte, y tambin es diferente la distribucin de temperaturas sobre el Atlntico, en comparacin con el mapa de 500 hPa. Todo ello se debe a que el nivel de 850 hPa se encuentra mucho ms cerca de superficie, sus temperatura no estn estn influidas por la densidad (temperatura) del aire intermedio, y su distribucin es ms parecida a la de las temperaturas de superficie. A continuacin podemos ver juntos en un panel los mapas para la misma hora de Superficie (arriba a la izquierda), 850 hPa (arriba la derecha), 500 hPa (abajo izquierda) y 300 hPa (abajo derecha):

La configuracin es bastante semejante entre los dos primeros: la depresin sobre el Oeste de la Pennsula Ibrica se corresponde con una baja de forma muy parecida en el nivel de 850 hPa, pero en los dos mapas de abajo, sobre todo en el 300, la baja sobre el Suroeste de Europa se prolonga en una vaguada que se extiende muy hacia el Oeste en el Atlntico. Tambin hay diferencias entre los diferentes niveles en otras zonas del mapa Otra diferencia importante se aprecia en que en el mapa de 500 las isohipsas estn mucho ms apretadas que en el de 850 y en el de 300 todava ms, lo que indica que la variacin de las altitudes, es decir la pendiente o inclinacin, es mayor en los mapas de niveles ms altos. Claramente esto se debe a que segn nos elevamos la diferente densidad de las columnas de aire provoca mayores diferencias de altitudes. Eso significar al mismo tiempo mayor diferencia de temperaturas entre puntos del mapa (mayor gradiente horizontal de temperaturas). Existen pues diferencias entre los mapas de cada nivel, aunque con una mirada descuidada

habran parececido bastante semejantes. Esas diferencias pueden ser todava ms acusadas en otras situaciones diferentes a las del 28 de Octubre y puede haber mapas de altura con una configuracin bastante distinta a los de superficie. Si la distribucin vertical de temperaturas fuese la misma sobre todos los puntos del suelo, las superficies isobricas como las representadas en los mapas de 850, 700, 500 hPa etc., seran todas paralelas. Las isohipsas tendran la misma distribucin a todos los niveles, idntica a la distribucin de las isobaras en superficie. Sera lo que los meteorlogos llaman una atmsfera barotrpica. Pero resulta que nunca es as, al menos en reas suficientemente extensas y el aire tiene diferentes temperaturas a cada nivel para diferentes puntos, constituyendo una atmsfera baroclina.

LA VARIACION VERTICAL DEL VIENTO Como la velocidad del viento en un mapa de altura es proporcional a la proximidad de las isohipsas (ver captulos anteriores), se deduce que en los mapas de altura la velocidad del viento est muy asociada al gradiente o variacin de temperaturas a lo largo del mapa: Cuanto mayor es el gradiente de temperaturas en un mapa isobrico ms fuerte es el viento. Como dicho gradiente es, en general, ms intenso en niveles altos, tambin es mayor all la velocidad del viento. Por otra parte, la variacin del viento de un nivel a otro debe estar lgicamente compensada con movimientos verticales del aire y por tanto tambin con la diferente variacin de temperaturas en la vertical. La diferencia vectorial del viento entre dos niveles isobricos diferentes se llama por los meteorlogos viento trmico debido a su relacin con las temperaturas.

Si la direccin y velocidad del viento en el nivel de 1000 hPa estn representadas por la flecha verde y al nivel de 500 hPa por la azul, la flecha roja representa la diferencia Vectorial entre ambos vientos, es decir un viento terico que sumado al de la flecha verde nos dara como resultante el viento de la flecha azul. Ese sera el viento Trmico LOS MAPAS DE ESPESOR Y SU RELACION CON EL VIENTO TERMICO En los mapas previstos de superficie de la Met Office (Servicio Britnico) que pueden encontrarse en http://www.infomet.fcr.es/metoffice/ y en otros mapas aparecen isolneas de Espesores (Thickness) rotuladas es decmetros o metros. Aqu debajo he copiado uno de los de la Met

Office, el previsto para el 31 de Octubre a las 00 UTC, con la gran depresin que afecta a Europa occidental:

Las isolneas de espesor aparecen a trazos para distinguirlas de las isobaras y las he resaltado en rojo en algunos tramos. Corresponden a la distancia vertical entre los niveles isobricos dados, es decir al espesor de la capa de aire entre los mismos. En este mapa dichos niveles son los de 1000 y 500 hPa y las lneas de espesor estn rotuladas de 18 en 18 decmetros (510, 528, 546, etc.) Los mapas de espesores eran muy usados por los meteorlogos antes de la utilizacin masiva de los modelos numricos. Tambin se conocen como topografas relativas porque ofrecen la diferencia de altitudes entre dos niveles isobricos (topografas absolutas). Mariano Medina los llamaba los mapas de la verdad. Al medir la separacin vertical de dichos niveles en cada punto las lneas de espesor nos ofrecen una medida muy ajustada de la temperatura media de la columna de aire entre dichos niveles (la llamaremos la temperatura intermedia para abreviar), ya que el espesor entre dos niveles isobricos es independiente de la presin atmosfrica en superficie. Cuanto menor sea el espesor ms fro ser ese aire intermedio y cuanto mayor ms clido. En este mapa el menor espesor se sita en la parte noroeste del mapa con una isolinea de 510 Dm. Una propiedad interesante de los mapas de espesores es que sus isolneas, las lneas de espesor, marcan la direccin del Viento Trmico que hemos mencionado antes. Es paralelo a las lneas de espesor dejando a la izquierda los valores ms bajos (aire ms fro). He sealado por ejemplo en el mapa el Viento Trmico aproximado sobre la pennsula Ibrica. En la zona donde est la baja de superficie sera ms complicado porque debe tener un giro (hay pocas isolneas para poder verlo bien). Tenemos en resumen que 1) el Viento Trmico viene indicado por las isolneas de Espesor, 2) El Viento Trmico indica la variacin del viento entre dos niveles diferentes y 3) las isolneas de espesor ofrecen una medida de la temperatura intermedia entre los dos niveles. La consecuencia de 1), 2) y 3) es que la variacin vertical del viento entre dos niveles depende de la temperatura intermedia.

Todo esto les parecer a algunos algo terico pero en los ltimos captulos veremos cmo sirve para entender y predecir un poco la evolucin de las depresiones y los frentes en los mapas. El prximo da, para compensar abordaremos algunas cuestiones muy inmediatas y prcticas sobre el uso de los mapas de altura. Ser hacia el lunes 10 de noviembre porque me he comido una semana con todo el morro. Saludos y que disfrutis del monstruo que aparece en el ltimo mapa, pero esperemos tambin que no haya causado desgracias

CURSO DE MAPAS 8

El mapa de 850 hPa Hola foreros. Mis disculpas por no haber mantenido la regularidad anunciada. Casi tres semanas de vacaciones y slo puedo decir que en parte eran obligadas por cambio de trabajo y viajes. Claro, que si tardo un poco ms igual no hace falta que siga, porque en el foro salen cada vez ms tpics con nivel que se adelantan a lo que yo cuento. De hecho, la entrega de hoy est principalmente inspirada en el tpic qu significa esto? iniciado por jose-pamplona el 19 de noviembre, en el que ha habido interesantes discusiones sobre el mapa de 850 hPa y la cota de nieve. (Otro tpic temperatura en altura y cota de nieve apareci en el foro el martes 25) Entre varias contribuciones muy acertadas estn las advertencias de Altocmulo_07 y Mammatus sobre las diferentes altitudes a las que se encuentra el nivel de 850 hPa. 1550 m. es su slo su altitud media y en muchas zonas puede estar bastante ms bajo o ms alto. Para saber cual es la altitud en cada punto lo que debemos hacer es usar las isohipsas. El mapa siguiente es el anlisis de las 00 Z del 23 de diciembre de 2001, justo antes de la nevada que cay en Madrid y otros puntos de Espaa durante la madrugada. Las isohipsas son las lineas blancas y las isotermas estn marcadas por las lneas negras (de 5 en 5 grados C) y tambin por los colores

La isohipsa de 1440 metros (144) pasa por Asturias y Galicia y despus de rodear la baja Atlntica vuelve a entrar en Espaa desde el Sur cruzando ligeramente al norte de Madrid. Asi pues en toda la mitad norte de la pennsula el nivel de 850 hPa se encontraba a esa altitud, ms de 150 metros inferior a la media. La isoterma de 0 C cruzaba ms o menos a la latitud de Burgos y la de +5 C bastante al sur de Madrid. Interpolando, en Madrid la temperatura a 1440 metros estaba tanto en torno a +2. En cambio sobre la costa norte de la pennsula la temperatura al mismo nivel era de 2 o an menos. En el mapa de 850 hPa, como en los de otros niveles, conviene mirar la altitud al mismo tiempo que la temperatura. No es lo mismo, por ejemplo, tener 0 a 1500 m. que a 1300 m. A ese efecto los mapas de wetterzentrale que indican a la vez Geopotencial (altitud) y temperatura son utilsimos

La altitud del nivel de 850 hPa, o sea las isohipsas del mapa, se distribuyen de manera bastante parecida a las isobaras del mapa de superficie. Eso es as porque en ambos casos, lo que representan viene a ser el peso del aire sobre cada punto y como el nivel del mar y el de 850 hPa estn separados por una altitud variable, pero pequea (en torno a 1500 metros), la distinta densidad de ese aire intermedio no es demasiado influyente. La posicin de Altas y Bajas, direccin de isolineas, etc es semejante en ambos mapas. Sin embargo no pasa lo mismo con la temperatura. El aire de la atmsfera se calienta desde abajo. No es el sol quien lo hace, pues el aire es bastante transparente a la radiacin solar de onda corta, sino la superficie de la tierra, Calentada por el sol transmite ese calor a las capas de aire ms bajas y por la noche la irradiacin terrestre enfra ese aire inferior. El calentamiento diurno y el enfriamiento nocturno de la superficie son muy irregulares en distintas zonas, aunque estn a igual latitud, porque depende de la nubosidad, el viento, la orografa, que el terreno sea boscoso o desrtico, que haya masas de agua cerca etc. Esas influencias van reducindose a medida que ascendemos y a partir de unos 1000 metros de altura son ya poco importantes. Por esa razn, el mapa de temperaturas a 850 hPa nos ofrece una medida ms verdadera de la temperatura de la masa de aire que tenemos encima y adems su variacin entre da y noche es muy pequea. Pero cerca del suelo los otros factores dominan. Normalmente en esa capa entre la superficie y los 1500 metros de altitud no se verifica el descenso regular de 0,65 C cada 100 metros. De nuevo esto es slo un valor medio. Es ms: al principio del da es ms corriente que la temperatura aumente con la altura en capas bajas porque la prdida de calor terrestre durante la noche ha enfriado el aire cerca del suelo pero el que est ms arriba ha conservado su temperatura. Es lo que se llama la Inversin trmica nocturna. Igual sucede con el viento. Por encima de unos 1000 metros de altura se aproxima bastante a su direccin y velocidad geostrfica, pero cerca del suelo est frenado por el rozamiento y sobre todo por la estabilidad del aire durante la noche y las primeras horas de la maana (todo el mundo tiene la experiencia de que el viento es mas fuerte a partir de medioda y que salvo en das contados, de noche dominan las calmas). El viento medido al nivel de 850 hPa nos ofrece una medida del desplazamiento general del aire inferior mucho mejor que las observaciones en superficie. Las temperaturas a 850 hPa y la cota de nieve Todo lo anterior tiene mucha relacin con la dificultad de calcular con exactitud la cota de nieve a partir de la temperatura en 850 hPa. Si una nube tiene una temperatura inferior a 0 C su precipitacin inicial es de nieve (en realidad gran parte de las precipitaciones de lluvia se forman inicialmente como nieve en la parte superior de la nube, pero eso es otro tema). Supongamos que justo por debajo de la nube la precipitacin es de nieve. El que llegue al suelo como nieve o lluvia depende de la temperatura de la capa que recorre en su cada. Es frecuente al ascender una montaa ir encontrndose primero lluvia, luego aguanieve y por fin nieve. Por eso en primer lugar hay que tener en cuenta la altitud verdadera de la temperatura de 850 hPa que nos dan las isohipsas. Por ejemplo en el mapa anterior la temperatura al nivel de 850 hPa sobre Madrid a las 00 Z del da 23 era de +2 y la altitud de ese nivel unos 1440 metros. Como la altitud media de la capital es de algo ms de 600 metros la precipitacin tena que recorrer unos 800 metros hasta llegar hasta el suelo desde el nivel de 850 hPa. Si aplicsemos el valor medio de disminucin de la temperatura tendriamos T en el suelo = 2 + (8 x 0,65) = 7,2 es decir que el aire junto al suelo estara a unos 7 y normalmente con esa temperatura no nieva, pero era esa la temperaturas real junto al suelo? Mammatus nos ha ofrecido los datos del sondeo de Madrid aquella noche:

08221 LEMD Madrid Observations at 00Z 23 Dec 2001 --------------------------------------------------------------

PRES HGHT TEMP hPa m C

-------------------------------------------------------------940.0 939.0 925.0 913.0 870.0 859.0 850.0 633 641 761 866 1255 1358 1443 1.2 0.8 1.4 1.6 2.2 2.0 1.8

Pues no !!! La temperatura junto al suelo era de 1,2 es decir ms fra que a 850 hPa al igual que en casi todos los puntos intermedios. Exista una masa fra previa, como ya se ha dicho en el tpic de referencia y con cielo poco nuboso la temperatura pudo ascender algo en la tarde anterior en las capas ms bajas pero descendi rpidamente tras la puesta de sol. Por la noche la entrada clida y hmeda asociada a la baja al suroeste de la pennsula provoc la nevada y la nieve no se derriti al atravesar las capas fras inferiores. Con +2 de temperatura al nivel de 850 hPa nev a 600 metros de altitud. Por cierto que Mammatus ha descubierto una joya, al menos yo no la conoca: la direccin http:// weather.uwyo.edu/ de la universidad de Wyoming. En el apartado Upper air observations tienen un archivo de varios aos de sondeos de todo el mundo y adems se pueden transformar en diagramas de diversos tipos. Este es por ejemplo el diagrama de Stve del sondeo de Madrid del INM del da 22 a las 12 Z:

Las lneas azules horizontales son niveles de presin-altitud y las verticales ofrecen los intervalos de temperatura. La curva negra gruesa de la derecha indica la distribucin vertical de temperaturas y la de la izquierda el Punto de Rocio. La diferencia entre la temperatura y el Punto de Roco da una medida de la humedad relativa. Como puede verse las temperaturas eran ya muy fras incluso a medioda con unos -2 en el suelo y 0 en el nivel de 900 hPa. En 850 hPa haba tambin 0, al nivel de 700 hPa unos -5 y en 500 hPa -20 C.. Ahora vamos a examinar el sondeo de esa noche del que ya hemos dado antes unos datos:

Las temperaturas han ascendido ligeramente a pesar de que estamos en horas nocturnas y por ejemplo en 850 hPa han subido hasta +2 C. La humedad ha aumentado extraordinariamente a todos los niveles y a partir del de 850 hPa est cercana al 100%. Se trata de la masa hmeda que entra desde el Oeste-Suroeste (ver los vientos del sondeo en la columna a la derecha). La precipitacin asociada fue de nieve porque las capas bajas se encontraban suficientemente fras. Pero tambin puede pasar lo contrario: Tener temperaturas negativas en 850 hPa y sin embargo que no nieve. Supongamos por ejemplo una ciudad costera donde la columna de aire entre el suelo y 850 hPa tiene el gradiente vertical de temperaturas medio de 0,65 C / 100 metros, es decir que no hay inversin. Aunque los 850 hPa se encontrasen a 1400 m. y su temperatura fuese de -4 C., al nivel del mar tendramos +5 C y con esa temperatura es difcil que nieve. En el tpic hay un comentario significativo de Sixfingers: aqu en Bretaa no albergo esperanzas de nieve si no es con una buena "-7" sobre nuestras cabezas. Y efectivamente, no es slo que en las zonas costeras el nivel de 850 hPa est ms alejado del suelo que en zonas elevadas. El efecto suavizador del mar y la humedad relativa ms alta dificultan la formacin de fuertes inversiones nocturnas de temperatura que mantienen el aire fro en capas bajas, facilitando que la nieve llegue al suelo. Desde luego con una iso de -10 en 850 hPa la nieve es prcticamente segura a cualquier altura, pero ojo!! Primero hace falta que caiga algo y las masas de aire muy fras no son a menudo las ms hmedas. Bueno, el prximo da hablamos un poco del mapa de 500 hPa.