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

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CURSO DE MAPAS 1

Muy buenas. Hoy es 8 de septiembre y toca ya empezar con el curso de mapas según lo acordado. Y también según lo prometido este curso va a ser muy pero que muy informal, en el sentido de que yo me comprometo a una introducción de cada capítulo y después espero que todas las dudas, detalles y clarificaciones vayan surgiendo de los mensajes de los foreros, algunos de los cuales saben bastante más que yo de esto.

También según lo acordado vamos a dividir el curso en seis capítulos o sesiones:

1ª) Tipos de mapas meteorológicos

2ª) Mapas de superficie

3ª) Utilidad del mapa de superficie

4ª) Mapas de altura

5ª) Utilidad de los mapas de altura

6ª) Otros tipos de mapas

Todos los lunes comenzamos una nueva sesión y eso deja una semana cada vez para comentarios, dudas, discusiones, etc. Como excepción, en el primer capítulo la introducción tiene que ser un poco más larga que en los siguientes por lo que lo vamos a separar en dos partes, (I) que aparece a continuación y (II) que saldrá el lunes día 15

Todos los ejemplos los vamos a tomar de la sección llamada ”modelos” en la página de Meteored y eso de llamarle “modelos” a esa sección es un poco discutible, como veremos el próximo día.

Durante este curso propongo resistirse con firmeza a la tentación (que será intensa para alguno de los foreros más sabios) de recurrir a la física matemática. Como dijo un famoso meteorólogo noruego, no hay ningún concepto físico conocido que no pueda ser expresado razonablemente con el lenguaje corriente.

Y sin más preámbulos ahí va la introducción del Capítulo 1º, Parte I:

QUE ES UN MAPA METEOROLOGICO.

Un mapa meteorológico trata de representar sobre una zona de la Tierra los valores de una variable atmosférica, en superficie o en niveles superiores. A veces los mapas describen también la situación de algunos fenómenos atmosféricos de forma tridimensional. Los métodos de representación pueden ser diferentes.

Tomemos por ejemplo el primer “modelo” que cada día podemos encontrar en la sección de modelos de Meteored. Se trata del ECMWF. “Pinchamos” sobre estas siglas y elegimos la primera opción “500hPa,SLP (WZ) 72h” Iremos tratando más despacio el significado de esas abreviaturas y otras similares pero por ahora adelantemos que:

500hPa significa que el mapa nos ofrecerá alguna variable al nivel de 500 hectoPascales (también veremos otro día a que altitud, o mejor dicho, altitudes, está ese nivel)

SLP significa Presión a Nivel del Mar (Sea Level Pressure; vamos a encontrarnos a menudo con un poco de inglés y a veces de alemán). La Presión a nivel del mar, no obstante ese nombre, puede medirse en cualquier punto de la superficie terrestre; volveremos sobre ello.

72h significa que el mapa que vamos a ver es una predicción para 72 horas después del momento en que se observaron los valores reales con los que se ha preparado el mapa.

(WZ) son la siglas de Wetter Zentrale, un conocido portal alemán de meteorología. Aunque el mapa corresponde all modelo del ECMWF, la representación gráfica la ha realizado Wetter

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Zentrale

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

En todo mapa meteorológico conviene, antes de nada, examinar lo que dice su “etiqueta”. En este caso tenemos:

Init : Tue,02SEP2003 12Z – El mapa se preparó con valores iniciales del martes 2 de septiembre a las 12Z (Z indica tiempo medio de Greenwich, dos horas menos que la oficial en España)

Valid : Fri05SEP2003 12 Z – El mapa es válido para el viernes 5 de septiembre a las 12Z, es decir 72 horas después de los datos iniciales, como ya sabíamos por Meteored

500 hPa Geopot (gpdm) – La primera variable representada es el Geopotencial al nivel de 500 hPa. Meteored nos había dicho que había una variable representada a ese nivel pero no que se trataba del Geopotencial. En cuanto a (gpdm) son la unidades empleadas: decámetros geopotenciales. Ya veremos otro día lo que significa esto; es sencillo.

Und Bodenruck (hPa) – “y presión en superficie” (presión al nivel del mar). Tranquilos que en cuanto uno se familiariza un poco con los mapas no es necesario saber alemán. (hPa) indica que las unidades de presión empleadas son hectopascales (lo mismo que “milibares”).

Tenemos pues un mapa con dos variables representadas al tiempo, el geopotencial a 500 hPa y la presión a nivel del mar. Una de ellas está representada por las líneas blancas y la otra por colores. ¿cómo sabemos cual es cual? No nos lo indican. Aquí no hay más remedio que apoyarse

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en algún conocimiento básico: los valores de la presión a nivel del mar en la Tierra se sitúan alrededor de 1013 hPa (40 arriba o abajo como máximo), así pues las líneas blancas representan sin duda la presión a nivel del mar porque están etiquetadas con valores en torno a 1013.

Una representación como esa, por “isolíneas”, es la más común en los mapas meteorológicos. Las isolíneas unen puntos donde la variable tiene exactamente el valor que dice la etiqueta de la isolínea. En este caso dicha variable es la presión a nivel del mar y las isolíneas se llaman isobaras. La isobara que pasa por Portugal está etiquetada con el valor 1020, así pues en todos los puntos por donde pasa, la presión a nivel del mar será de 1020 hectopascales.

También puede verse en este mapa alemán que las isobaras están etiquetadas de cinco en cinco hectopascales. La presión a nivel del mar es una variable que cambia continuamente al desplazarnos de un punto a otro de la tierra, es como se dice en física una magnitud “escalar”. Por eso la presión de un punto por donde no pasa ninguna isobara puede deducirse de las isobaras más cercanas. ¿Qué presión existirá en Madrid? Madrid está más o menos a medio camino entre la isobara que pasa por Portugal (1020) y la que pasa por Baleares (1015), por lo que podemos deducir que la presión a nivel del mar en Madrid estará en torno a 1017,5 hPa.

Sobre el Atlántico, al oeste de la Península Ibérica, aparece un sistema de isobaras cerradas. La más céntrica tiene el valor 1030 y la que la rodea por fuera 1025. Está claro que la presión crece hacia el centro de esa zona cerrada. Se trata de un anticiclón o área cerrada de altas presiones. En el centro de la zona cerrada por la isobara de 1030 la presión será máxima, pero como mucho alcanzará el valor de 1034 hPa, porque si llegase a 1035 se habría trazado otra isobara interior.

En cambio, al sur de Groenlandia aparece una zona cerrada de bajas presiones (una depresión o borrasca) porque cuanto más nos acercamos al interior menor valor tienen las isobaras. El centro está rodeado por el pequeño círculo de la isobara de 985 hPa. En su interior la presión será todavía algo más baja.

Ahora pasemos a la otra variable, el Geopotencial de 500 hPa. Su representación se efectúa mediante zonas coloreadas. En realidad se trata del mismo método anterior de las isolíneas, pero a las zonas entre dos isolíneas dadas se les adjudica un color particular según la escala de la derecha. En la Península Ibérica, por ejemplo, hay tres franjas de colores. A la franja central en la que queda situada Madrid, si miramos cuidadosamente la escala, le corresponde un gepotencial entre 580 y 584 decámetros geopotenciales (gpdm). Eso significa que el límite más al norte de esa zona coloreada será la isolínea de 580 gpdm y su límite al sur la isolínea de 584 gpdm.

Si nos fijamos en la parte norte del mapa, el límite entre la zona amarilla y las zonas verdes está resaltado con una línea negra gruesa etiquetada como 552. Se trata de la isolínea de 552 gpdm que se destaca a propósito ya que 552 gpdm es el valor medio del geopotencial de 500 hPa sobre toda la Tierra.

Y hasta aquí la primera parte de este primer capítulo. Os habréis dado cuenta que para hablar de cómo se representan las variables en los mapas, nos hemos metido ya un poco en cuestiones posteriores (presión reducida al nivel del mar, geopotencial, isobaras, anticiclones, depresiones etc.) lo cual va a ser inevitable y no viene mal del todo. El próximo lunes seguiremos con otros asuntos: Campos básicos y campos derivados. Mapas de análisis y mapas previstos. Que es un modelo de predicción. Hasta entonces se abre el turno de comentarios y cuestiones de todo tipo, incluidas críticas no muy agresivas, a esta introducción y al introductor.

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CURSO DE MAPAS 2

Vamos a seguir con algunas otras características generales de los mapas meteorológicos. No hay duda que la parte más interesante de este curso va a llegar cuando hablemos de su interpretación y utilidad, pero estas cuestiones previas, que bastantes ya conocen, son importantes y bastante útiles antes de atacar las otras.

MAPAS DE ANALISIS Y MAPAS PREVISTOS

Las observaciones efectuadas con instrumentos en diferentes puntos de la tierra tanto desde el suelo como desde globos sonda, aviones, satélites etc. permiten preparar mapas de los valores reales de las variables observadas en un momento dado (pasando por alto que las medidas nunca son totalmente exactas y pueden llevar asociados errores de observación). Estos mapas meteorológicos se llaman Análisis y ese término vendrá normalmente indicado en el mapa. Son mapas que describen “lo que hay”, los valores de presión, temperatura etc. observados (casi siempre a las 00 Z o las 12 Z que son las horas en que por convenios internacionales se realizan mayor número de observaciones simultáneas) Los demás mapas son mapas previstos, predicciones de “lo que habrá”

MODELOS DE PREDICCION

Hasta no hace muchos años los meteorólogos efectuaban los análisis manualmente mediante interpolación de los datos de observación con ayuda de algunas otras nociones. Las predicciones se basaban sobre todo en métodos empíricos y en la experiencia. Su fiabilidad era muy escasa para más de 48 horas.

La introducción de los modelos numéricos ejecutados por ordenador proporcionó para la predicción del tiempo un avance como el que supuso usar automóviles en lugar de caballos o aún mayor. Un ordenador de alta capacidad analiza las observaciones de manera mucho más rápida y perfecta que la mente humana e integrando muchos más datos (de satélites, aviones de línea, etc) mediante procesos que se denominan de “asimilación de datos”. En las zonas donde existan “vacíos de datos” o muy pocas observaciones, se utilizan los valores previstos por el modelo anteriormente. Las técnicas actuales permiten rellenar estos huecos y obtener una malla o rejilla continua en la horizontal y vertical de puntos con valores.

Pero las variables meteorológicas no son independientes entre si: Están relacionadas por las ecuaciones dinámicas de la atmósfera. Los modelos deben de recalcular los valores de las variables (presión, temperatura, etc..) para evitar inconsistencia, ruido, errores inherentes a la medida, etc y así balancear y “cuadrar” los valores de las variables en los puntos de la malla. Este proceso se le denomina inicialización y el resultado final es el verdadero mapa de análisis o de partida de predicción del modelo. Las variables medidas originalmente han sido transformadas y “retocadas”para permitir que el modelo pueda activarse y evitar problemas que harían inservibles sus resultados. Por eso a veces puede suceder que midamos con nuestros instrumentos la temperatura o la presión y nos encontremos con cierta desilusión que hay diferencias entre lo que hemos observado en nuestra estación y el valor final que el análisis del modelo le da en esa zona..

Cuando el análisis está listo los modelos efectúan en poco tiempo millones de operaciones para calcular la evolución de las variables atmosféricas de acuerdo a ecuaciones de la física atmosférica y diversos métodos matemáticos.

Todo el sistema físico-matemático-informático se suele denominar de forma abreviada “modelo de predicción”, aunque en realidad el modelo propiamente dicho sólo sería la parte más matemática. En este curso no tenemos tiempo para seguir hablando sobre los modelos de predicción y sus diferentes tipos y características, pero si que nos interesa distinguir entre lo que es un modelo, como sistema de predicción, y lo que es un mapa de ese modelo. Los modelos trabajan adjudicando un valor inicial a cada variable en una malla como hemos dicho. Después el modelo calcula el nuevo valor que tendrá la variable al cabo de diferentes períodos (los “alcances” de la predicción). El resultado serán los nuevos valores para cada punto de la malla con mayor o menor

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densidad de puntos dependiendo de las características del modelo.

Supongamos que un modelo ha calculado los valores de la presión a nivel del mar en la zona de Europa para el alcance H + 24. A partir de esos datos puede trazarse un mapa con isobaras de cinco en cinco milibares, o de cuatro en cuatro, o representar la distribución de la presión mediante colores o con otros procedimientos. El mapa no es el modelo, es una representación gráfica de los resultados del modelo. Por eso en el ejemplo del primer día veíamos un mapa del portal alemán Wetter Zentrale correspondiente al modelo del ECMWF que es un centro meteorológico europeo de predicción a plazo medio que está en Inglaterra. Wetter Zentrale no tiene un modelo suyo pero puede aprovechar los datos del modelo ECMWF para preparar una representación gráfica particular.

EJEMPLOS PRACTICOS

En la primera parte de este capítulo habíamos utilizado como ejemplo el modelo ECMWF de la sección de modelos de Meteored. Alli no se puede encontrar ningún análisis ya que el Centro Europeo de Predicción (ECMWF) no distribuye sus análisis por Internet. Pero vayamos ahora al segundo modelo de la sección, el HIRLAM del INM. Pinchando allí nos encontramos una tabla con muchas opciones (dirección: http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp ) Podría haberla copiado debajo de éste párrafo, pero quizá sea más útil (y menos complicado para mi) abrir otra ventana en vuestro ordenador y mirar la tabla al mismo tiempo que este texto. Vamos a referirnos a ella y a sus mapas durante un rato.

La tabla está dividida en dos partes. La mitad superior corresponde a mapas del modelo HIRLAM con inicialización a las 00 horas según se indica en la línea con fondo azul. Cada columna está encabezada por el “alcance” de la predicción, el tiempo en horas que transcurre desde la hora del análisis hasta la hora de validez del mapa. La primera columna corresponde al alcance temporal 00 H lo que significa que todos los mapas de esa columna son análisis, mapas basados en datos observados. Si pinchamos por ejemplo en la primera opción obtendremos el Análisis de Superficie-Presión a nivel del mar a las 00 horas UTC (la hora UTC es la misma que la hora Z, o sea tiempo medio de Greenwich).

La mitad inferior de la tabla, a partir de la segunda línea en azul, ofrece mapas de las mismas variables y períodos pero con inicialización a las 12 horas. La primera columna (00 H) corresponde igual que antes a los análisis. Si pinchamos en la primera opción de esta parte de la tabla (debajo de la segunda línea azul) obtendremos el Análisis de Presión a nivel del mar, pero esta vez de las 12 UTC (12 + 00 H = 12).

Los mapas de todas las demás columnas son mapas previstos.. Si por ejemplo pinchamos en la tercera fila de la tabla y en la columna encabezada por 24 H obtendremos el mapa previsto de temperaturas en superficie 24 horas después del análisis (H + 24 se suele indicar abreviadamente), es decir los valores previstos de temperatura en superficie para las 00 UTC del día siguiente al del análisis.

Dos cosas importantes y bastante lógicas:

1) Un mapa previsto es más fiable cuanto más corto sea su alcance. Las predicciones de los modelos no son perfectas (los motivos se han comentado a menudo, por ejemplo en la RAM y en el foro de Meteored) y su fiabilidad disminuye cuanto más tiempo transcurra desde el análisis inicial.

2) Toda predicción depende del análisis inicial de partida del modelo. Por eso debemos elegir mapas previstos correspondientes al análisis más reciente. El modelo HIRLAM por ejemplo tiene dos “pasadas” diarias principales (primera y segunda parte de la tabla), a las 00 y 12 Z. Supongamos que son las 16 UTC (las seis de la tarde en España) de hoy día 15. Queremos comprobar si ya se han publicado las predicciones correspondientes al análisis de las 12 UTC. Para ello pinchamos en un mapa cualquiera de la mitad inferior de la tabla de Meteored. Si el mapa que obtenemos corresponde al análisis de las 12 del día 14, es que todavía no han salido las predicciones del día 15 (en el HIRLAM-INM se publican unas 4-5 horas después del análisis).

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Entonces es preferible utilizar la mitad superior de la tabla (Análisis de las 00 UTC del día 15) o esperar hasta que salgan las de las 12 UTC.

CAMPOS BASICOS Y DERIVADOS

La distribución de las variables que un modelo calcula de acuerdo al procedimiento mencionado antes, tales como presión, temperatura o viento suelen llamarse “campos básicos”. A partir de esos resultados pueden calcularse o predecirse otras variables como por ejemplo la precipitación, que se mide de acuerdo al tiempo (lluvia recogida en 3 horas, 12 horas etc.) o la cobertura nubosa que es tridimensional y depende de las nubosidad existentes a diferentes altitudes o también otras variables complicadas como las “advecciones de temperaturas o vorticidad” etc.. Esas variables calculadas a partir de otras constituyen “campos derivados”. Fijaros por ejemplo en la tabla del HIRLAM que cuando pedimos mapas de precipitación no hay análisis (alcance 00), ya que tiene poco sentido medir la lluvia instantánea

En este cursillo creo que lo más oportuno es centrarnos sobre todo en los principales campos básicos, a saber, mapas de superficie y de los diferentes niveles de presión (850, 500 , ...hPa) donde se pueden representar el geopotencial o altura del nivel de presión, viento, humedad y temperatura. A estos campos le llamaremos, a partir de ahora, campos básicos del modelo.

PREDICCION POR CONJUNTOS, ENS, Y SPAGHETTIS

A pesar de que vamos a centrarnos en los mapas meteorológicos más clásicos no está de más mencionar algo sobre mapas producidos mediante un sistema de predicción que está empezando a popularizarse. Una de las razones por la que las predicciones de los modelos no son perfectas, y a partir de 5-6 días de alcance temporal muy poco fiables, se debe a las propias limitaciones del análisis. Es imposible definir con suficiente exactitud el estado actual de la atmósfera mediante observaciones que nunca son perfectas.

Los sistemas de predicción por conjuntos (en inglés sistemas “Ensemble”, abreviado ENS) ejecutan un modelo de predicción repetidamente pero cada vez introduciendo pequeñas variaciones aleatorias en las condiciones iniciales o de partida del modelo. Se obtienen así resultados diferentes para cada una y en base a la menor o mayor dispersión del conjunto tendremos una especie de predicción probabilística y también una cierta medida de la “predecibilidad” de la atmósfera.

Veamos por ejemplo el apartado ENS de la sección de modelos de Meteored (http://www.meteored.com/principal/ENS.asp ) Corresponde al sistema por conjuntos del modelo americano MRF. Si pinchamos en “500 hPa Geopot. Spaghetti” y en el alcance 24 h. obtenemos un mapa como éste:

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Tenemos representadas las isohipsas de 552 y 576 decámetros geopotenciales para el nivel de 500 hectopascales (Isohipsas es el nombre que reciben las isolíneas de geopotencial. La de 516 no aparece aunque se mencione en la etiqueta ya que cae fuera del mapa. Ya aparecerá a medida que el otoño y el invierno se aproximen) Cada línea de color representa una predicción distinta para cada una de las diferentes condiciones iniciales. En este mapa para un alcance de 24 horas todas esas líneas son bastante coincidentes para las dos isohipsas, sólo hay pequeños “desacuerdos”. Podemos concluir que con muy alta probabilidad esa será la disposición real de las isohipsas de 552 y 576 gpdm al día siguiente. Pero sugiero que miréis lo que va pasándoles a esos spaghettis a medida que aumenta el alcance de la predicción a 48, 72, 96 horas etc.

Para el próximo día nos esperan los mapas más veteranos de la meteorología: los de superficie y en primer lugar el viejo y familiar mapa de isobaras que ya habíamos empezado a comentar el otro día. También trataremos sobre algunos otros tipos de representación, como las que suelen utilizarse para el viento y para unos elementos que suelen incluirse en los mapas de superficie: los frentes.

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CURSO DE MAPAS 3

MAPAS DE SUPERFICIE: LA PRESION AL NIVEL DEL MAR

Aquí tenemos un mapa de superficie puro y duro, sólo hay isobaras. Corresponde a una predicción a 48 horas del modelo HIRLAM válida para hoy, lunes 22 de septiembre a las 12 UTC. En otros mapas de superficie se incluyen también elementos como viento, frentes etc. pero aquí la única variable representada es la presión reducida a nivel del mar mediante isobaras de cuatro en cuatro hPa etiquetadas en azul. También hay unos cuantos valores de presión en rojo y verde correspondientes respectivamente a mínimos y máximos locales de la misma variable que se alcanzan en algunas zonas del mapa.

La presión atmosférica, es decir el peso de la columna de aire atmosférico por unidad de superficie, es una variable fundamental en meteorología y desde la invención del barómetro en el siglo XVI se conoce su estrecha relación con los cambios del tiempo. Pero la presión disminuye rápidamente con la altura; cerca del nivel del mar lo hace a razón de un milibar por cada 8 metros de altitud, una tasa muchísimo mayor que su variación horizontal normal. Como los observatorios meteorológicos están situados a muy diferentes altitudes, para poder comparar sus medidas es necesario usar una referencia común. Las lecturas de los barómetros situados a altitudes superiores se “reducen al nivel del mar” añadiendo, mediante fórmulas apropiadas, la presión adicional que ejercería una columna de aire ficticia que se extendiese en vertical desde el barómetro hasta la altitud cero del océano y para hacer más precisa la comparación en el cálculo se tiene en cuenta la temperatura reinante.

Con las medidas de presión reducida al nivel del mar pueden construirse mapas de su distribución mediante isobaras. Durante mucho tiempo estos fueron los mapas usados fundamentalmente por los meteorólogos y durante bastante tiempo después, prácticamente hasta el desarrollo de Internet, los únicos que llegaban al público. El hecho de que para describir o predecir el estado del tiempo es necesario conocer la distribución de otras variables tanto en superficie como en niveles superiores, no resta importancia al mapa de presión en superficie. En el caso de que nos obligasen a disponer de un solo tipo de mapa meteorológico para informar del estado del tiempo, constituiría sin duda la mejor elección.

Aquí esta de nuevo el mismo mapa con algunas estructuras típicas de la distribución de presión

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señaladas:

Sobre el Atlántico tenemos una depresión marcada en su centro con la letra “B” (Baja) donde se señala una presión de 1005 hPa. Encima y a su derecha hay un anticiclón en una posición oblicua Noroeste-Sureste que no es la más familiar. En su centro la presión es de 1029 hPa (letra “A” de Alta). No todas las isobaras están etiquetadas, pero teniendo en cuenta que van de 4 en 4 hPa puede deducirse que la isobara más interior en la depresión es la de 1008 hPa y en el anticiclón la de 1028, o que por ejemplo la que cruza sobre España de oeste a sur es la de 1020. Antes de seguir conviene recordar las letras conque suelen marcarse las depresiones y anticiclones para otros idiomas:

Francés: B (Baisse) y H (Haute) - Inglés: L (Low) y H (High) - Alemán: T y H

Más al Este del anticiclón las isobaras describen una curvatura brusca a través de un eje que va desde Galicia hasta el mar del Norte marcado con una línea roja. Las isobaras internas tienen valores cada vez más bajos, pero la estructura no es cerrada. Se trata de una Vaguada o Surco. En cambio al sur de la península Ibérica el anticiclón se prolonga hacia el este sobre el norte de África en una especie de cuña según un eje aproximado que he marcado con la línea quebrada en azul. Se trata de una Dorsal o Loma anticiclónica. Sobre Marruecos existe incluso un pequeño anticiclón de 1025 hPa, imbuido en la dorsal.

Además de las depresiones y anticiclones las vaguadas y dorsales son estructuras importantes de los mapas de superficie y ya veremos que son las dominantes en los mapas de altura. Finalmente, he marcado con la letra C un punto justo al este de la dorsal situado entre dos sistemas de altas presiones, la dorsal al Oeste y el pequeño anticiclón mediterráneo al Este y dos sistemas de bajas presiones, la vaguada al Norte y bajas relativas en el interior de Africa al Sur. Esos puntos entre dos sistemas de altas presiones y dos de bajas se llaman Collados.

Otra importante información que ofrecen las isobaras es la mayor o menor magnitud conque varía la presión en sentido horizontal. Si las isobaras están muy cerca unas de otras, como sucede en la parte norte de la depresión atlántica o sobre Irlanda e Inglaterra, esa variación es intensa y se dice que el “Gradiente de presión” es alto. En cambio en la mitad sur de la depresión el Gradiente es más bajo y todavía es más reducido sobre la península Ibérica. Al oeste de las islas Canarias la distancia entre las isobaras es muy grande y la variación de presión por tanto es mínima, constituyendo lo que suele llamarse un “pantano barométrico”.

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LAS ISOBARAS Y EL VIENTO

Un mapa de presión en superficie proporciona a primera vista una idea de la circulación atmosférica en niveles bajos, sobre todo en latitudes superiores a los 30º Norte o Sur. Las dos fuerzas básicas que determinan la circulación del aire sobre la Tierra son la variación de la presión (el Gradiente) y la propia rotación terrestre que produce la llamada aceleración de Coriolis y con ello una fuerza que desvía el movimiento del aire hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Sur. Bajo la hipótesis de que ambos factores, la fuerza del Gradiente de Presión y la fuerza de Coriolis, se equilibran, se calcula una aproximación teórica para la circulación llamada “Viento Geostrófico” (el termino alude a la rotación de la tierra).

Las isobaras identifican la circulación del viento Geostrófico de acuerdo a la regla de Buyss Ballot: “El Viento Geostrófico circula paralelo a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en el hemisferio Norte (en el hemisferio Sur a la izquierda)”. En la parte superior de nuestro mapa la circulación del viento Geostrófico sería como indican las flechas:

La regla de Buyss Ballot implica que en el hemisferio Norte, el viento Geostrófico circula en sentido contrario de las agujas del reloj alrededor de las depresiones y en el sentido del reloj alrededor de los anticiclones (en el hemisferio Sur sucede al revés).

La cuestión inmediata es conocer cual es la relación entre el viento Geostrófico, así calculado, y el viento real reinante en una situación como la descrita por el mapa. Para ello debemos tener en cuenta lo siguiente:

1º) La aceleración de Coriolis es nula en el Ecuador y va aumentando gradualmente hacia los polos donde es máxima. En latitudes cercanas al Ecuador, digamos hasta 20 o 30 grados, la fuerza de Coriolis es débil y los vientos no se ajustan a la hipótesis “geostrófica”.

2º) Existen otras fuerzas y factores determinantes. En las capas cercanas a la superficie el más importante es la fricción o rozamiento del viento. En niveles altos (por encima de unos 1000 metros sobre el suelo) el viento Geostrófico se aproxima bastante al real, pero por debajo el rozamiento desvía el viento en dirección hacia las bajas presiones de forma que no sopla paralelo a las isobaras sino formando un ángulo con estas que puede llegar a unos 40 grados en superficie sobre terreno rugoso. Sobre el mar está en torno a 15-20 grados. Con el rozamiento la circulación del viento en nuestro mapa pasaría a ser más o menos la siguiente:

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En el norte de España por ejemplo, la dirección del viento Geostrófico era del Oeste-Noroeste pero el rozamiento lo gira a una dirección más bien del Suroeste. Es interesante observar que en la depresión atlántica el rozamiento hace que el viento converja hacia el centro, formando una especie de espiral (el aire “entra” en la depresión). Por el contrario, en el anticiclón hay divergencia, el aire “se escapa” de la zona anticiclónica. Cerca del suelo la fricción del viento con la superficie hace que las áreas de bajas presiones sean zonas de convergencia y las de altas presiones de divergencia. Este hecho tiene una importancia fundamental sobre el tiempo atmosférico, volveremos sobre ello el próximo día.

EL VIENTO REAL EN SUPERFICIE[b]

Y ahora volvamos a la cuestión interesante de saber si teniendo en cuenta el rozamiento, las isobaras nos proporcionan ya una medida ajustada de la dirección del viento y también de su velocidad en superficie. En mar abierto la respuesta es afirmativa, con bastante aproximación, pero sobre los continentes existen numerosos accidentes geográficos e influencias térmicas de escala más pequeña que modifican el viento a gran escala señalado por las isobaras (escala “sinóptica” suele llamarse) Todo depende un poco de la intensidad de ese viento general. Si es suficientemente fuerte puede imponerse a las influencias de menor escala. Ahora veremos como el mapa de superficie también ofrece una evaluación de la velocidad del viento general. Hay que tener en cuenta los siguientes factores, especialmente el primero:

1) La velocidad del viento es directamente proporcional al Gradiente de Presión y por tanto más fuerte cuanto más juntas estén las isobaras

2) Para un mismo gradiente de presión es inversamente proporcional a la latitud, es decir más fuerte cuanto más alejados estemos de los polos

3) Para igualdad de los factores anteriores es más fuerte cuando las isobaras se curvan alrededor de altas presiones (“curvatura anticiclónica”) que cuando rodean zonas de bajas presiones (“curvatura ciclónica”). Este efecto se debe a la interacción de la fuerza centrífuga que se suma a la fuerza de la presión en el primer caso y la contrarresta en el segundo.

4) Disminuye al aumentar el rozamiento. Además del giro antes descrito, el rozamiento hace que la velocidad del viento disminuya sobre los continentes y sobre todo en la capa más contigua al suelo. Sobre mar abierto es más fuerte e uniforme

5) Sobre los continentes es en general más fuerte de día que de noche debido a la mayor inestabilidad atmosférica diurna que transmite verticalmente el movimiento.

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Incluso después de tener en cuenta todos esos factores, las influencias orográficas y térmicas locales pueden modificar bastante el viento sobre tierra. Sin embargo si el gradiente de presión es intenso la influencia de gran escala se deja notar bastante. Con la situación de nuestro mapa puede predecirse un viento del Suroeste sobre el norte de la península Ibérica y casi con toda seguridad un barco que navegue entre Galicia e Irlanda encontrará vientos del Norte-Noroeste bastante intensos.

En los mapas previstos de los modelos el viento en superficie se calcula de acuerdo a todas las influencias anteriores y también la orografía que el modelo incorpora para sus cálculos y que no representa perfectamente a la real. Para la misma hora del mapa de superficie anterior el modelo HIRLAM hizo la siguiente predicción de viento en superficie:

Las flechas señalan la dirección prevista del viento y la velocidad viene dada por la longitud de las flechas de acuerdo al patrón que aparece en el ángulo superior derecho del mapa (una flecha con longitud equivalente a 25 metros por segundo). La verdad es que cuesta bastante ver las flechas pequeñas. Los colores de las flechas no se refieren al viento sino a la temperatura prevista en superficie de acuerdo con la escala superior.

Puede verse que el viento del modelo dibuja perfectamente la depresión sobre el Atlántico. En el interior del anticiclón a su derecha hay vientos muy flojos, de acuerdo al débil gradiente de presión y la latitud más bien alta. El viento en el norte de España y entre Galicia e Irlanda también coincide con lo que nos habían contado las isobaras. En el pantano barométrico al oeste de las islas Canarias hay casi calma.

Sin embargo esa predicción del HIRLAM como la de otros modelos, o como la que podamos efectuar nosotros mirando las isobaras, está ofreciendo el viento general o viento “sinóptico” previsto. A menudo no coincidirá con el viento real que se registre en superficie sobre zonas de tierra o en la costa, ya que no se recogen adecuadamente influencias tan importantes como las circulaciones “mesoescalares” de, por ejemplo, las brisas térmicas costeras o entre valles y montañas ni tampoco otras influencias locales. Con todo y con ello, el mapa de superficie proporciona una información fundamental sobre la circulación atmosférica general a bajos niveles y sobre la situación y evolución de los sistemas de presión que el próximo día podemos comentar con algunos ejemplos.

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Este capítulo se ha hecho ya largo y también hay que dejar para el lunes próximo la representación de los frentes en superficie que tradicionalmente se incluían en los análisis, aunque han ido desapareciendo en las representaciones de los modelos. Aprovecho para confesar que aparte de la ayuda de Rayo estoy contando con los valiosos comentarios de Nimbus. Gracias a los dos.

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CURSO DE MAPAS 4

LOS FRENTES EN LOS MAPAS DE SUPERFICIE

Los frentes son elementos importantes de los mapas de superficie, como marcas de la separación entre masas de aire de distinta humedad y temperatura (y por tanto de distinta densidad). Bjerknes y sus colaboradores en Bergen (Noruega) dieron a conocer la teoría de masas de aire y frentes en los años veinte del pasado siglo, pero hasta la época de la 2ª guerra mundial no se dibujaron frentes en los mapas de superficie. Y hoy en día la proliferación de los modelos que no suelen identificarlos (al menos de forma primaria) hace que hayan desaparecido de muchos mapas. Por otra parte el uso de imágenes de satélite demostró que los frentes son a menudo estructuras más complicadas que en las definiciones iniciales de la escuela noruega o, hablando en plata, que hay frentes y frentes, con características muy variadas.

Para más introducción sobre los frentes y su simbología en los mapas, hay descripciones muy didácticas en el número 1 de la RAM en la sección de divulgación práctica, dirección:

http://www.meteored.com/ram/numero1/quees.asp

y en su continuación en el número 2 en

http://www.meteored.com/ram/numero2/quees.asp

Y también, en inglés, en la dirección que nos pasó el otro día el forero Neuadojo:

http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/af/home.rxml

Por remachar una noción importante, hay que recordar que las masas de aire son estructuras o sistemas tridimensionales de la troposfera. Cuando dos de ellas de distintas características entran en contacto, su zona de separación es la Superficie Frontal. El frente en superficie es sólo la intersección de esa superficie frontal con el suelo. Más claro aún, y perdón por ser demasiado machacón para la gente que conoce bien estas cosas: si imaginamos que dos habitaciones contiguas representan masas de aire de diferente temperatura y humedad, la superficie frontal sería la pared que las separa y el frente solamente la línea de la pared en contacto con el suelo. Un frente en altura sería la intersección de la superficie frontal con un nivel dado (una línea horizontal de la pared a una cierta altura). De todas maneras el ejemplo de la pared no es el más apropiado porque las superficies frontales no son verticales como las paredes, sino que están inclinadas.

Conviene también situar las ZONAS DE LA TIERRA DONDE HAY FRENTES:

La circulación general de la atmósfera tiene varias zonas de acuerdo al esquema de la figura más abajo. Entre las latitudes de unos 60 y unos 30 grados, en ambos hemisferios, hay dos franjas, situadas entre las altas presiones (H) polares y los grandes anticiclones subtropicales (H—H), donde la circulación del aire en niveles bajos es predominantemente del Oeste (más del suroeste en el Hemisferio Norte y del noroeste en el Hemisferio Sur). En la parte más cercana a los polos de esas dos franjas (cerca ya de los 60º) se sitúa, más o menos, la zona fronteriza entre el aire polar, frío y el subtropical cálido. Bjerknes y la escuela noruega denominaron a esa separación Frente Polar y efectivamente se caracteriza por una sucesión de frentes que circundan la Tierra con ondulaciones más o menos pronunciadas hacia sur y Norte.

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Los frentes están ligados a las depresiones de latitudes medias (L) que también se originan en esa zona y son las que afectan por ejemplo a la península Ibérica, sobre todo en invierno, cuando el frente polar desciende de latitud. Dichas depresiones “polares” o “frontales” se originan, como sus frentes asociados, por la interacción entre el aire polar y el tropical. El modelo más básico de una depresión recién formada con sus frentes cálido y frío sería como sigue

Por tanto, la meteorología de borrascas y frentes desplazándose de Oeste a Este es típica de las latitudes a las que se encuentra por ejemplo Europa. No esperemos encontrar frentes en latitudes más cercanas al ecuador (más al sur de, digamos, la península Ibérica o más al norte de Argentina). Las masas de aire no están allí tan diferenciadas como para formar frentes bien definidos. En los trópicos también hay depresiones, como son los ciclones tropicales, pero se originan por un mecanismo distinto a las de latitudes altas. En fin, basta de teoría, que esto está en todos los libros y se trata de ver mapas.

MAPAS CON FRENTES EN LA WEB

Una buena dirección para ver varios ejemplos de mapas con frentes es el portal Infomet en la

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dirección:

http://www.infomet.fcr.es/

y pinchamos dentro de la sección “modelos” en UKMO que son las iniciales del Servicio Meteorológico inglés, pero lo que nos aparece es una tabla con varias opciones y mapas de la Met Office (Servicio inglés o UKMO), Deutsche Wetterdienst (Servicio alemán), USAF, Météo France y otros, todos mapas de superficie con frentes, aunque con diferentes presentaciones

Este primero es el mapa previsto para el 2 de de Octubre a las 12 UTC por la Met Office. La depresión que está dando tanta lluvia sobre España hoy tiene varios centros con 1007 - 1005 milibares y varios frentes asociados: fríos, cálidos, ocluidos, lineas continuas que representan ejes de vaguada, un frente ocluido en frontólisis (Sur de Irlanda). Es una interpretación un poco complicada, como suelen hacer los ingleses y quizá sea mejor que comentemos la misma situación en un mapa donde está descrita más sencillamente: el del servicio alemán:

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Antes de comentarlo hay que advertir que el Servicio Meteorológico alemán todavía no anuncia oficialmente los cursos de Meteosort (www.meteosort.com), aunque no tardará en hacerlo en vista de su fama. Lo que pasa es que estos mapas se circulan en Internet por nuestro admirado Ramón Bailina que los recibe por radiofacsimil y aprovecha para incluir alguna noticia de interés. En el centro del mapa, con la advertencia “Basado en datos de 00 UTC debido a problemas informáticos” aparecen unas rayas horizontales que no son más que interferencias en la recepción por radio. Los alemanes reducen la interpretación frontal a frentes fríos, cálidos y ocluidos. Además dibujan con esa especie de “borregos”, como el que hay sobre el mar Cantábrico, algunas zonas con bastante nubosidad. Según escribo esto se están produciendo fuertes chubascos sobre Madrid de los que es responsable el frente frío que cruza la península Ibérica y sin embargo no se ha señalado la nubosidad asociada. En realidad la baja (T) centrada al oeste de Portugal con vientos del Suroeste está produciendo intensa nubosidad y chubascos en toda la zona. Vamos a centrar nuestra atención ahora en la parte noroeste del mapa:

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Aquí hay un buen ejemplo de la distribución de masas de aire y frentes asociados a la depresión (T) centrada a la derecha de Islandia. Al oeste de la depresión tenemos la masa más fría que desciende con vientos del norte hasta la frontera con la masa cálida marcada por el frente Frío debajo de las flechas azul oscuro con sus triángulos apuntando hacia la masa cálida. Más al sur donde están la flechas rojas pequeñas, el pequeño sector de aire cálido está también avanzando hacia el sur sobre una masa de aire fresco (con “fresco”queremos decir “menos frío” que el que está más al norte). Ese límite en superficie entre el aire cálido que avanza y el aire fresco es el frente Cálido, marcado con semiredondeles.

Según nos desplazamos hacia el Este, el frente Frío y el frente Cálido se unen formando un frente Ocluido (también se les llama simplemente “Oclusión”) que se indica con semiredondeles junto a triángulos (delante de la flecha morada). Lo que ha sucedido es que en esa zona el frente Frío ha “alcanzado” al frente Cálido. En superficie la masa fría entra en contacto con la masa “fresca” al Este, desplazando hacia niveles altos al aire cálido menos denso.

En el Oeste hay un Anticiclón (H) con el viento girando en el sentido de las agujas del reloj. En la zona de Terranova es la masa de aire cálido la que avanza hacia el Norte sobre la masa de aire frío. El mismo frente que más al Este era Frío se transforma aquí en frente Cálido. Lo que define a un frente no es la posición de las masas de aire, sino cual de ellas avanza sobre la otra, es decir el viento. Cuando el viento es paralelo a un frente, ninguna de las dos masas avanza sobre la otra y se tiene un frente estacionario donde las masas de aire tienden a mezclarse, como sucede en la zona al Oeste de las islas Azores (ver mapa grande). Se simboliza con triángulos apuntando en dirección hacia la masa cálida y semiredondeles al otro lado, apuntando hacia la masa fría (no confundir con las oclusiones donde ambos apuntan hacia la misma dirección)

El paso de frentes y superficies frontales ocasiona cambios de tiempo (nubosidad, precipitación, giro del viento, etc.) bastante típicos, sobre todo cuando las fronteras entre masas de aire están bien definidas. El siguiente mapa, que se puede encontrar en el mismo sitio que los anteriores es un mapa previsto para la misma hora (12 UTC de hoy día 2) por el servicio meteorológico de la Fuerza Aerea norteamericana (USAF), donde se señalan zonas de nubosidad previstas en una especie de imagen de satélite infrarroja virtual:

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Las diferentes tonalidades de gris en la escala debajo del mapa indican la cantidad de nubes medias (entre 6000 y 1400 pies). FEW indica 1 a 2 octavos de cielo cubierto, SCT 3 a 4 octavos, BKN 5 a 7 octavos y OVC cielo cubierto

Observar en este mapa que un sistema frontal no tiene que llevar siempre nubosidad y precipitación y, viceversa, una zona nubosa con o sin precipitación no tiene que llevar asociado un sistema frontal, como ocurre en el Mediterráneo occidental. En algunas ocasiones los sistemas nubosos de latitudes subtropicales (zona de Canarias por ejemplo), que dan apariencia de borrascas, no llevan asociados frentes en superficies definidos e, incluso, su dinámica es tal que hace difícil asociarles sistemas frontales “típicos” de la escuela noruega.

Lo que se ve muy bien en este mapa es que los frentes fríos activos como el del Atlántico Norte tienen una estrecha pero densa banda de nubes justo por delante. La masa fría “empuja” al aire cálido más ligero obligándole a ascender por delante del frente formándose nubosidad vertical, a menudo con violentos chubascos y tormentas, pero en cuanto pasa el frente se produce una súbita mejoría del tiempo, con buena visibilidad y chubascos ya sólo ocasionales. También para el frente frío que está cruzando la península se preveía esa evolución temporal, a pesar de la proximidad de la depresión. Y así ha sido. Cuando empecé a escribir este texto todo el cielo sobre Madrid estaba cubierto con chubascos constantes y nubes casi a ras de suelo. Ahora son las 15 UTC, ha salido el sol con grandes claros, aunque hay todavía algún chubasco intermitente. Madrid se encuentra ya en la zona postfrontal con poca nubosidad que había dibujado la USAF en el suroeste de la península. Un frente frío “de libro”.

Los efectos de los frentes y la interacción entre masas de aire dan para hablar bastante, pero este cursillo se refiere más que nada a mapas, aunque lógicamente comentar los mapas y sobre todo de su interpretación obliga a hablar un poco de los fenómenos atmosféricos. El próximo día seguiremos todavía con algún otro detalle, antes de empezar ya con los mapas de niveles altos.

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CURSO DE MAPAS 5

UTILIDAD DEL MAPA DE SUPERFICIE

De los mapas de superficie pueden deducirse bastantes características del tiempo asociado y hemos visto algunas relativas al viento, nubosidad asociada a un frente frío etc. pero siempre hay que tener en cuenta que un mapa por si sólo no describe automáticamente los fenómenos atmosféricos, porque estos dependen de varias variables y de su distribución en sentido vertical y no sólo en superficie. Y aunque sólo dependiesen del mapa de superficie tendríamos que considerar todas las variables conjuntamente. Por ejemplo, la nubosidad está relacionada con los diferentes sistemas de presión y con los frentes, pero también con la humedad y el viento.

Desde luego hay algunos tipos de tiempo bastante asociados a configuraciones típicas del mapa de superficie. Prácticamente todo el mundo tiene presente al menos dos conceptos básicos sobre los mapas de isobaras: asociar las depresiones con tiempo nuboso y precipitaciones y los anticiclones con “buen tiempo” (lo he puesto entre comillas porque es un concepto muy relativo; para un agricultor el “buen tiempo”es la lluvia en ciertas épocas del año). Sin embargo esas dos nociones sólo son ciertas en parte, al menos no son la verdad absoluta. Las depresiones son efectivamente zonas donde el aire predominantemente asciende con lo que se enfría, se condensa el vapor de agua que contiene y se forman nubes; y además el ascenso vertical del aire está relacionado con la precipitación. Pero el ascenso del aire no se produce por igual en toda el área de una depresión y dependiendo de la situación en niveles altos y las masas de aire presentes pueden existir zonas de escasa nubosidad. Por su parte, en los anticiclones el aire desciende y se calienta provocando la evaporación de las nubes, pero al mismo tiempo eso favorece la estabilidad del aire cerca del suelo y si hay suficiente humedad en las zonas anticiclónicas abundan las nieblas y la nubosidad baja. Hay además una infinita variedad de depresiones y anticiclones y es difícil encontrar dos sistemas de presión exactamente iguales en todas sus características.

Como ejemplo podemos examinar un poco el análisis de superficie del domingo 12 a las 18 UTC del Servicio Meteorológico británico tomado de Infomet (http://www.infomet.fcr.es/metoffice/)

Durante ese día se ha registrado muy “mal tiempo” sobre buena parte de la península Ibérica con cielo cubierto y abundantes chubascos, tormentas y actividad eléctrica. (creo incluso que han informado de algún pequeño tornado en el noreste) aunque en la parte Oeste ha ido aclarando después de pasar el Frente Frío. ¿Están todos esos fenómenos y ese frente tan activo asociados a la pequeña depresión de 1014 hectopascales en el mar Cantábrico? Como puede verse ese centro de baja presión apenas si es una prolongación de la gran depresión que existe sobre el Atlántico, un centro secundario de la misma.

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Si sólo nos fijamos en los valores de la presión habría que atribuir mucho “peor” tiempo a toda la gran depresión Atlántica con centros de 983 y 985 hPa, pero las imágenes de satélite mostraban zonas del Atlántico con bastante menos nubosidad que sobre la península. La clave hay que buscarla en la situación en niveles altos y la distribución de temperaturas en la vertical que explicará mucho mejor el “mal tiempo” en España.

Otro ejemplo de los factores que hay que tener en cuenta para interpretar el tiempo a partir de los mapas nos lo proporciona el Anticiclón centrado entre las islas británicas y Escandinavia. En su parte Sur, en la zona de la fecha roja, hay flujo del Este en niveles bajos que dirige aire cálido y seco de centro-Europa sobre el Canal de la Mancha. Allí probablemente tengamos sólo nubosidad alta o media con tiempo seco sobre el Sur de Inglaterra. Sin embargo en la zona de la flecha verde es aire marítimo y húmedo el que alcanza la costa Noruega y aunque el centro del anticiclón está mucho más cerca puede esperarse nubosidad baja y quizá precipitaciones, al menos en la franja costera.

Las masas de aire sufren la influencia del suelo y su orografía cuando llegan a los continentes. Los vientos marítimos ocasionan nubosidad en las costas pero la misma masa de aire va perdiendo su humedad al circular sobre tierra y montañas. Es poco frecuente por ejemplo que llueva en Madrid con vientos del Norte o Noroeste que deben atravesar primero varias barreras montañosas, pero el aire del Suroeste que circula por el valle del Tajo conserva su humedad marítima y ocasiona lluvias prolongadas con depresiones que circulan bastante más al Norte. Ejemplos similares se pueden citar de cualquier punto de la Tierra. De ahí la importancia de considerar los factores geográficos junto con los mapas.

LA ESCALA DE VIENTO GEOSTROFICO

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Me han preguntado por el diagrama que aparece en el ángulo superior izquierdo de los mapas de la Met Office. Antes del uso de los modelos que calculan rápidamente el valor de muchas variables, los meteorólogos eran muy aficionados a usar ábacos, escalas y muchos otros métodos gráficos para simplificar su trabajo. La escala de viento Geostrófico es un ejemplo de aquellas herramientas que la Met Office ha conservado. Si queremos por ejemplo calcular la velocidad del viento geostrófico en Londres, medimos la distancia entre las dos isobaras más próximas que he marcado con el segmento rojo.

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

EL MAPA DE SUPERFICIE EN EL HEMISFERIO SUR

Me ha resultado dificilísimo encontrar en Internet mapas de superficie con isobaras y frentes de la zona de América del Sur como quería (si alguien conoce una dirección que la cuente). Al final he recurrido al Servicio Meteorológico Australiano para ver un mapa del Hemisferio Sur, y me alegro, porque los australianos exponen una buena colección de ellos, análisis y previstos, para diferentes áreas y horas, en blanco y negro y colores, e incluso con “loops” de mapas a diferentes horas. Además hay una sección explicativa (“about the weather maps”) que hace la competencia a este curso. La dirección es:

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http://www.bom.gov.au/weather/national/charts/

El análisis de las 12 UTC del domingo 12 era el siguiente:

Parece una imagen en el espejo de las configuraciones del hemisferio Norte. El viento circula (flechas blancas), en el sentido del reloj en las depresiones y contra el reloj en los anticiclones. Los sistemas frontales se extienden desde las depresiones hacia el norte (dirección con flechas negras). Pero el movimiento general de todos los sistemas es de Oeste a Este como en el Hemisferio Norte, también estamos en latitudes medias.

Volviendo a consideraciones como las de antes, el gran anticiclón centrado sobre la isla de Tasmania asegura “buen tiempo” sobre mitad oriental de Australia con vientos del continente, pero en la costa Este afectada por flujo marítimo puede haber nubosidad apreciable. Estamos en el principio de la primavera del Hemisferio Sur y una profunda vaguada alcanza todavía el Suroeste de Australia con un frente Frío penetrando en la costa con vientos del océano. Esa es la zona de mejor tiempo …. para los agricultores.

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CURSO DE MAPAS 6

MAPAS DE ALTURA: GENERALIDADES

La representación de variables meteorológicas en niveles de la atmósfera por encima de superficie se basa en una técnica que se adoptó por razones esencialmente prácticas: la referencia para situar el nivel al que se representan las variables no es la altitud sino la presión atmosférica. Las variables se representan en los mapas para valores de presión fijos como por ejemplo en el Análisis de la “Altura Geopotencial” en el nivel de 500 hectopascales, hPa, del domingo 19 de octubre a las 12 UTC (corresponde al modelo HIRLAM-INM y se obtuvo en su día de la sección “modelos” de Meteored:

http://www.meteored.com/principal/hirlam.asp )

O también en la página correspondiente del INM:

http://www.inm.es/web/infmet/modnum/hirlam.html

En absolutamente todos los puntos de este mapa la presión atmosférica es 500 hPa. ¿Qué es entonces lo que varía? Pues la altitud a que está situado cada punto, es decir la altura sobre el nivel del mar a la cual la presión es 500 hPa en cada uno de ellos. Y eso es precisamente lo que indica la Altura Geopotencial (más bien Altitud porque es sobre nivel del mar) o simplemente “Geopotencial” o “Z” en algunos mapas. Pero con una salvedad:

La Altitud Geopotencial no es exactamente la lineal, es decir la distancia vertical desde el mar hasta el punto donde la presión es 500 hPa, aunque si muy parecida. El Geopotencial de 500 hPa en un punto de dicho mapa es, en física, el Trabajo necesario que habría que realizar para elevar la unidad de masa hasta el nivel de 500 hPa. Esa definición permite adoptar la altitud geopotencial como algo independiente de la aceleración de la gravedad. Al ser la Tierra achatada por los polos el valor de dicha aceleración no es constante en cada punto de la superficie y tampoco lo es por supuesto al elevarnos. Esa variación complicaba tremendamente los cálculos de los meteorólogos por lo cuando se empezaron a usar mapas de altura en los años veinte del siglo pasado, se adoptó la Altitud Geopotencial para ellos. Digamos, para liquidar el tema, que un Metro Geopotencial es igual que un metro ordinario a la latitud de 45 grados y al nivel del mar y en todos los demás casos es muy ligeramente más corto o más largo. El error que cometemos utilizando

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esos metros se restringe a la altitud que no es la “verdadera” por muy poco, pero para todas las demás variables meteorológicas los valores son los buscados. A partir de ahora, para simplificar hablaremos de metros, decámetros y en general altitud, entendiendo que en realidad son valores geopotenciales.

En el mapa anterior las isolíneas unen punto en los que la presión de 500 hPa se encuentra a la misma altitud y se llaman “Isohipsas” que significa “igual altura”. Por ejemplo, la isohipsa más gruesa que pasa casi por el centro de la península Ibérica está rotulada con el valor 560. Deben ser decámetros por lo que veremos enseguida, así que en todos los puntos de esa isolínea la altitud de 500 hPa se encuentra a 5600 metros sobre el nivel del mar. Puede comprobarse que las isohipsas de este mapa están rotuladas de 4 en 4 decámetros, o sea de 40 en 40 metros. El valor en rojo sobre el extremo Noroeste de la península corresponde a un mínimo de Altitud de 5480 metros y efectivamente está situado en el centro de una estructura cerrada, una “Baja de Altitud” (la denominación “Baja” se utiliza en estos mapas con preferencia a “depresión”). En cambio el valor en verde junto al límite Oeste del mapa es un máximo de 5880 metros dentro de un “Alta de altitudes” (se utiliza el término Alta en lugar de “Anticiclón”).

En resumen, en los mapas de niveles por encima del suelo la referencia básica no es la altitud como en los de superficie, en los que se tomaba como nivel de referencia 0 metros, sino la Presión. Por ese motivo se llaman “Mapas Isobáricos”; en todo el mapa la presión es la misma (me viene a la memoria una discusión en el foro de Meteored sobre la impropiedad de llamar “isobáricos” a los mapas de isobaras. Efectivamente aquellos no son isobáricos. Estos sí). También se llaman “Topografías” porque son muy semejantes a los mapas de nivel que utilizan los topógrafos para indicar las altitudes del terreno. El mapa del ejemplo, como todos los isobáricos, no es paralelo a la superficie de la Tierra. La Baja sobre Galicia corresponde a un “hundimiento”, a un hoyo circular. En cambio en la esquina Suroeste del mapa los 500 hPa están “levantados” en una especie de montaña. Si un avión vuela a la hora del mapa desde Canarias a Galicia manteniendo constante la presión de 500 hPa con su altímetro (y realmente los aviones comerciales utilizan ese procedimiento para fijar sus niveles de vuelo) estará continuamente descendiendo, desde unos 5800 metros a unos 5500 metros. Son unos 300 metros, que no es mucho en un vuelo de casi 3000 kilómetros, pero en la atmósfera significa un cambio importante. Si el avión vuela en sentido contrario estará ascendiendo esos 300 metros.

La altitud geopotencial marcada por las isohipsas ofrece también una medida de la presión atmosférica a la altitud media del mapa, pues lo único que hemos realizado es un cambio de variable. La distribución de altitudes, aparte del interés en si misma, está muy relacionada con la distribución de temperaturas pero podemos dejar eso para el próximo día.

OTROS MAPAS DE ALTURA ÚTILES

Se podrían emplear mapas isobáricos para cualquier nivel de presión, pero por convenio sólo se utilizan normalmente unos cuantos para medir con cierta aproximación la distribución de las variables en altura. Son los de la lista siguiente en la que añado el valor medio que tienen sus altitudes en números redondos:

850 hPa – Unos 1500 metros

700 hPa - Unos 3000 metros

500 hPa - Unos 5500 metros (como se ve en el ejemplo las isohipsas se mueven en torno a ese valor)

300 hPa – Unos 9000 metros

250 hPa – Unos 10300 metros

200 hPa – Unos 11800 metros

A veces se utiliza algún otro como el de 1000 hPa, un nivel que se sitúa muy próximo al del mar (recordemos que la presión atmosférica media a 0 metros de altitud está en torno a 1013 hPa).

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En niveles altos hay, como vemos, tres niveles isobáricos muy próximos en la lista: 300, 250 y 200 hPa. Eso se debe a que a esa altitud hay fenómenos interesantes como la tropopausa y los chorros pero que varían un poco de altitud media en función de la latitud geográfica, por lo que se intenta asegurar su localización. Además esas altitudes son a las que vuelan la mayoría de los aviones comerciales y la meteorología oficial sigue trabajando bastante en contacto con la aviación.

A efectos de disponer de una buena información sobre la situación atmosférica en nuestras latitudes es más que suficiente con manejar los mapas isobáricos de 850, 700, 500 y 300 hPa. Cada uno de ellos tiene algún uso más apropiado, aparte de que todos en conjunto ofrecen una “foto” bastante completa de la distribución vertical de la atmósfera. El mapa de 500 hPa, por ejemplo, se sitúa a un nivel en el que el peso de la columna de aire por encima es casi el mismo que por debajo (500 es casi la mitad de 1013) por lo que ofrece un valor medio de muchas variables. Aunque solo dispusiéramos del mapa de superficie con isobaras y del mapa de 500 hPa tendríamos ya una información bastante aceptable para evaluar la situación atmosférica

EL VIENTO EN LOS MAPAS ISOBARICOS

Otra información inmediata que ofrecen las isohipsas es la dirección y velocidad del viento. Se demuestra fácilmente que la Ley de Buyss-Ballot y las demás reglas sobre circulación del Viento Geostrófico (ver entrega nº 3 del cursillo) son igualmente válidas para los mapas isobáricos si cambiamos isobaras por isohipsas, depresiones por bajas y anticiclones por altas. En realidad la información es mucho mejor, porque a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre, en ausencia de las influencias del rozamiento, de las diferentes temperaturas del suelo y de la orografía, el viento Geostrófico se aproxima muchísimo más al real. En el mapa del ejemplo podemos garantizar que al nivel de 500 hPa existirá viento del Oeste bastante fuerte sobre Lisboa y del Suroeste, un poco menos intenso, sobre Barcelona.

En la próxima entrega hablaremos sobre todo de la temperatura y su distribución vertical de acuerdo a los mapas isobáricos.

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CURSO DE MAPAS 7

MAPAS DE ALTURA. RELACION DE LA ALTITUD CON LA TEMPERATURA

Cada vez que inicio un nuevo capítulo me siento un poco despistado. ¿es mejor tratar las cosas desde un punto de vista absolutamente práctico o profundizar un poco? Si hablamos de temperatura en los mapas de altura, lo que mucha gente quiere saber son cosas como qué isoterma debe haber en el nivel de 850 hPa para que nieve, o cómo saber con el mapa de 500 hPa cuando se va a formar una “gota fría”. ¿Para qué intentar explicar un poco el significado atmosférico de las isohipsas o las vaguadas? Esto es un curso de mapas y para aprender meteorología teórica ya hay muchos y buenos libros que la explican mucho mejor. Pero al final hoy he acabado decidiéndome a tocar un poco más de la cuenta algunas cuestiones teóricas simples. Si entendemos lo que hay detrás de esas representaciones del aire que son los mapas seguramente también será más fácil contestar preguntas como las anteriores, para las que además, la respuesta casi nunca es una fórmula infalible. Por ese motivo ruego paciencia si hoy me enrollo un poco más de lo recomendable.

En el último capítulo veíamos que los mapas isobáricos de altura nos indicaban la altitud a la que se encuentra los niveles de presión en cada punto del mapa. Esa altitud no está simplemente relacionada con la presión en superficie, sino que a medida que nos elevamos tiene una relación cada vez mayor con la densidad de la columna de aire intermedia, es decir con su temperatura.

Para verlo podemos buscar un ejemplo examinando primeramente el Anáisis de Superficie del lunes 28 de octubre a las 12 UTC del modelo HIRLAM.

Fijémonos en la isobara de 1016 hPa en este mapa de superficie. Esa isobara pasa por el estrecho de Gibraltar, después recorre dando vueltas el Mediterráneo pasando sobre la isla de Cerdeña y entra en el continente europeo llegando casi a tocar el Atlántico junto a otro estrecho, el Canal de La Mancha entre Inglaterra y Francia, donde está la ciudad de Boulogne. Así pues la presión a nivel del mar en Gibraltar, Cerdeña y Boulogne será casi idéntica, 1016 hPa.

Ahora examinemos la altitud del nivel de 500 hPa, para esos tres mismos puntos, en el Análisis de

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Altitud Geopotencial del mismo día y hora.

Tanto Gibraltar como Cerdeña se encuentran entre las isohipsas de 568 y 572 Dm, es decir, que la presión de 500 hPa se sitúa sobre Gibraltar y Cerdeña a una altitud en torno a los 5700 metros. Sin embargo, la isohipsa que pasa por Boulogne es la de 556, o sea que allí el nivel de 500 hPa se encuentra sólo a 5560 metros de altitud. Ya que las presiones a nivel del mar son casi iguales en los tres puntos, debe existir una diferencia. Esa diferencia consiste en que el aire sobre Boulogne es bastante más frío.

La densidad del aire depende de su temperatura (también de la humedad) y es más pesado cuanto más frío. Si dos puntos dados A y B tienen la misma presión a nivel del mar y el aire sobre ellos tiene una temperatura semejante, el nivel de presión de 500 hPa se encontrará a la misma altitud sobre A y B:

Pero si la columna de aire sobre A es más fría, el nivel de 500 hPa se encontrará más bajo sobre A:

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En niveles isobáricos algo alejados de superficie, como el de 500 hPa las Bajas y Vaguadas de altitud se corresponden con zonas de aire frío y las Altas y Dorsales con zonas de aire cálido. En la figura siguiente se compara el mapa isobárico de 500 hPa anterior con el análisis de temperaturas observadas para el mismo nivel y hora:

El aire más frío (zona verde) sobre España y Francia se corresponde con la zona de bajas que marcan las isohipsas, y la zona cálida (color marrón) en el oeste del Atlántico con el Alta de altitudes que ocupa esa zona. También la dorsal que se prolonga hacia el Este de ese Alta atlántica se sitúa en la misma posición de la “isla” marrón más cálida en el centro del mapa y las temperaturas más frías (azul claro) sobre el Oeste de Francia se sitúan cerca del mínimo de altitudes en la misma zona. En resumen que las isohipsas nos están indicando también las temperaturas al nivel de 500 hPa, cuanto menos altitud menor temperatura y viceversa.

Al nivel de 500 hPa esa asociación entre altitud y temperaturas aparece muy clara (fijándose con atención parece existir un ligero “desfase” que tiene su razón de ser, ya lo comentaremos). En cambio en niveles isobáricos más bajos no hay tanta correspondencia entre altitud y temperatura como puede verse en el mapa de temperaturas observadas del nivel de 850 hPa

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A este nivel la zona de temperaturas más frías no se encuentra entre España y Francia, sino más al norte, y también es diferente la distribución de temperaturas sobre el Atlántico, en comparación con el mapa de 500 hPa. Todo ello se debe a que el nivel de 850 hPa se encuentra mucho más cerca de superficie, sus temperatura no están están influidas por la densidad (temperatura) del aire intermedio, y su distribución es más parecida a la de las temperaturas de superficie.

A continuación podemos ver juntos en un panel los mapas para la misma hora de Superficie (arriba a la izquierda), 850 hPa (arriba la derecha), 500 hPa (abajo izquierda) y 300 hPa (abajo derecha):

La configuración es bastante semejante entre los dos primeros: la depresión sobre el Oeste de la Península Ibérica se corresponde con una baja de forma muy parecida en el nivel de 850 hPa, pero en los dos mapas de abajo, sobre todo en el 300, la baja sobre el Suroeste de Europa se prolonga en una vaguada que se extiende muy hacia el Oeste en el Atlántico. También hay diferencias entre los diferentes niveles en otras zonas del mapa

Otra diferencia importante se aprecia en que en el mapa de 500 las isohipsas están mucho más “apretadas” que en el de 850 y en el de 300 todavía más, lo que indica que la variación de las altitudes, es decir la pendiente o inclinación, es mayor en los mapas de niveles más altos. Claramente esto se debe a que según nos elevamos la diferente densidad de las columnas de aire provoca mayores diferencias de altitudes. Eso significará al mismo tiempo mayor diferencia de temperaturas entre puntos del mapa (mayor “gradiente horizontal” de temperaturas).

Existen pues diferencias entre los mapas de cada nivel, aunque con una mirada descuidada

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habrían parececido bastante semejantes. Esas diferencias pueden ser todavía más acusadas en otras situaciones diferentes a las del 28 de Octubre y puede haber mapas de altura con una configuración bastante distinta a los de superficie. Si la distribución vertical de temperaturas fuese la misma sobre todos los puntos del suelo, las superficies isobáricas como las representadas en los mapas de 850, 700, 500 hPa etc., serían todas paralelas. Las isohipsas tendrían la misma distribución a todos los niveles, idéntica a la distribución de las isobaras en superficie. Sería lo que los meteorólogos llaman una “atmósfera barotrópica”. Pero resulta que nunca es así, al menos en áreas suficientemente extensas y el aire tiene diferentes temperaturas a cada nivel para diferentes puntos, constituyendo una “atmósfera baroclina”.

LA VARIACION VERTICAL DEL VIENTO

Como la velocidad del viento en un mapa de altura es proporcional a la proximidad de las isohipsas (ver capítulos anteriores), se deduce que en los mapas de altura la velocidad del viento está muy asociada al gradiente o variación de temperaturas a lo largo del mapa: Cuanto mayor es el gradiente de temperaturas en un mapa isobárico más fuerte es el viento. Como dicho gradiente es, en general, más intenso en niveles altos, también es mayor allí la velocidad del viento.

Por otra parte, la variación del viento de un nivel a otro debe estar lógicamente compensada con movimientos verticales del aire y por tanto también con la diferente variación de temperaturas en la vertical. La diferencia vectorial del viento entre dos niveles isobáricos diferentes se llama por los meteorólogos “viento térmico” debido a su relación con las temperaturas.

Si la dirección y velocidad del viento en el nivel de 1000 hPa están representadas por la flecha verde y al nivel de 500 hPa por la azul, la flecha roja representa la diferencia Vectorial entre ambos vientos, es decir un viento teórico que sumado al de la flecha verde nos daría como resultante el viento de la flecha azul. Ese sería el “viento Térmico”

LOS MAPAS DE ESPESOR Y SU RELACION CON EL VIENTO TERMICO

En los mapas previstos de superficie de la Met Office (Servicio Británico) que pueden encontrarse en http://www.infomet.fcr.es/metoffice/ y en otros mapas aparecen isolíneas de Espesores (Thickness) rotuladas es decámetros o metros. Aquí debajo he copiado uno de los de la Met

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

Las isolíneas de espesor aparecen a trazos para distinguirlas de las isobaras y las he resaltado en rojo en algunos tramos. Corresponden a la distancia vertical entre los niveles isobáricos dados, es decir al “espesor” de la capa de aire entre los mismos. En este mapa dichos niveles son los de 1000 y 500 hPa y las líneas de espesor están rotuladas de 18 en 18 decámetros (510, 528, 546, etc.)

Los mapas de espesores eran muy usados por los meteorólogos antes de la utilización masiva de los modelos numéricos. También se conocen como “topografías relativas” porque ofrecen la diferencia de altitudes entre dos niveles isobáricos (topografías absolutas). Mariano Medina los llamaba “los mapas de la verdad”. Al medir la separación vertical de dichos niveles en cada punto las líneas de espesor nos ofrecen una medida muy ajustada de la temperatura media de la columna de aire entre dichos niveles (la llamaremos la temperatura intermedia para abreviar), ya que el espesor entre dos niveles isobáricos es independiente de la presión atmosférica en superficie. Cuanto menor sea el espesor más frío será ese aire intermedio y cuanto mayor más cálido. En este mapa el menor espesor se sitúa en la parte noroeste del mapa con una isolinea de 510 Dm.

Una propiedad interesante de los mapas de espesores es que sus isolíneas, las líneas de espesor, marcan la dirección del Viento Térmico que hemos mencionado antes. Es paralelo a las líneas de espesor dejando a la izquierda los valores más bajos (aire más frío). He señalado por ejemplo en el mapa el Viento Térmico aproximado sobre la península Ibérica. En la zona donde está la baja de superficie sería más complicado porque debe tener un giro (hay pocas isolíneas para poder verlo bien).

Tenemos en resumen que 1) el Viento Térmico viene indicado por las isolíneas de Espesor, 2) El Viento Térmico indica la variación del viento entre dos niveles diferentes y 3) las isolíneas de espesor ofrecen una medida de la temperatura intermedia entre los dos niveles. La consecuencia de 1), 2) y 3) es que la variación vertical del viento entre dos niveles depende de la temperatura intermedia.

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Todo esto les parecerá a algunos algo teórico pero en los últimos capítulos veremos cómo sirve para entender y predecir un poco la evolución de las depresiones y los frentes en los mapas. El próximo día, para compensar abordaremos algunas cuestiones muy inmediatas y prácticas sobre el uso de los mapas de altura. Será hacia el lunes 10 de noviembre porque me he comido una semana con todo el morro.

Saludos y que disfrutéis del “monstruo” que aparece en el último mapa, pero esperemos también que no haya causado desgracias

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CURSO DE MAPAS 8

El mapa de 850 hPa

Hola foreros. Mis disculpas por no haber mantenido la regularidad anunciada. Casi tres semanas de vacaciones y sólo puedo decir que en parte eran obligadas por cambio de trabajo y viajes. Claro, que si tardo un poco más igual no hace falta que siga, porque en el foro salen cada vez más tópics con nivel que se adelantan a lo que yo cuento. De hecho, la entrega de hoy está principalmente inspirada en el tópic “¿qué significa esto?” iniciado por jose-pamplona el 19 de noviembre, en el que ha habido interesantes discusiones sobre el mapa de 850 hPa y la cota de nieve. (Otro tópic “temperatura en altura y cota de nieve apareció en el foro el martes 25)

Entre varias contribuciones muy acertadas están las advertencias de Altocúmulo_07 y Mammatus sobre las diferentes altitudes a las que se encuentra el nivel de 850 hPa. 1550 m. es su sólo su altitud media y en muchas zonas puede estar bastante más bajo o más alto. Para saber cual es la altitud en cada punto lo que debemos hacer es usar las isohipsas. El mapa siguiente es el análisis de las 00 Z del 23 de diciembre de 2001, justo antes de la nevada que cayó en Madrid y otros puntos de España durante la madrugada. Las isohipsas son las lineas blancas y las isotermas están marcadas por las líneas negras (de 5 en 5 grados C) y también por los colores

La isohipsa de 1440 metros (144) pasa por Asturias y Galicia y después de rodear la baja Atlántica vuelve a entrar en España desde el Sur cruzando ligeramente al norte de Madrid. Asi pues en toda la mitad norte de la península el nivel de 850 hPa se encontraba a esa altitud, más de 150 metros inferior a la media. La isoterma de 0º C cruzaba más o menos a la latitud de Burgos y la de +5º C bastante al sur de Madrid. Interpolando, en Madrid la temperatura a 1440 metros estaba tanto en torno a +2º. En cambio sobre la costa norte de la península la temperatura al mismo nivel era de -2º o aún menos.

En el mapa de 850 hPa, como en los de otros niveles, conviene mirar la altitud al mismo tiempo que la temperatura. No es lo mismo, por ejemplo, tener 0º a 1500 m. que a 1300 m. A ese efecto los mapas de wetterzentrale que indican a la vez Geopotencial (altitud) y temperatura son utilísimos

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La altitud del nivel de 850 hPa, o sea las isohipsas del mapa, se distribuyen de manera bastante parecida a las isobaras del mapa de superficie. Eso es así porque en ambos casos, lo que representan viene a ser el peso del aire sobre cada punto y como el nivel del mar y el de 850 hPa están separados por una altitud variable, pero pequeña (en torno a 1500 metros), la distinta densidad de ese aire intermedio no es demasiado influyente. La posición de Altas y Bajas, dirección de isolineas, etc es semejante en ambos mapas.

Sin embargo no pasa lo mismo con la temperatura. El aire de la atmósfera se calienta desde abajo. No es el sol quien lo hace, pues el aire es bastante transparente a la radiación solar de onda corta, sino la superficie de la tierra, Calentada por el sol transmite ese calor a las capas de aire más bajas y por la noche la irradiación terrestre enfría ese aire inferior. El calentamiento diurno y el enfriamiento nocturno de la superficie son muy irregulares en distintas zonas, aunque estén a igual latitud, porque depende de la nubosidad, el viento, la orografía, que el terreno sea boscoso o desértico, que haya masas de agua cerca etc. Esas influencias van reduciéndose a medida que ascendemos y a partir de unos 1000 metros de altura son ya poco importantes.

Por esa razón, el mapa de temperaturas a 850 hPa nos ofrece una medida más “verdadera” de la temperatura de la masa de aire que tenemos encima y además su variación entre día y noche es muy pequeña. Pero cerca del suelo los otros factores dominan. Normalmente en esa capa entre la superficie y los 1500 metros de altitud no se verifica el descenso regular de 0,65 ºC cada 100 metros. De nuevo esto es sólo un valor medio. Es más: al principio del día es más corriente que la temperatura aumente con la altura en capas bajas porque la pérdida de calor terrestre durante la noche ha enfriado el aire cerca del suelo pero el que está más arriba ha conservado su temperatura. Es lo que se llama la Inversión térmica nocturna.

Igual sucede con el viento. Por encima de unos 1000 metros de altura se aproxima bastante a su dirección y velocidad geostrófica, pero cerca del suelo está frenado por el rozamiento y sobre todo por la estabilidad del aire durante la noche y las primeras horas de la mañana (todo el mundo tiene la experiencia de que el viento es mas fuerte a partir de mediodía y que salvo en días contados, de noche dominan las calmas). El viento medido al nivel de 850 hPa nos ofrece una medida del desplazamiento general del aire inferior mucho mejor que las observaciones en superficie.

Las temperaturas a 850 hPa y la cota de nieve

Todo lo anterior tiene mucha relación con la dificultad de calcular con exactitud la cota de nieve a partir de la temperatura en 850 hPa. Si una nube tiene una temperatura inferior a 0º C su precipitación inicial es de nieve (en realidad gran parte de las precipitaciones de lluvia se forman inicialmente como nieve en la parte superior de la nube, pero eso es otro tema). Supongamos que justo por debajo de la nube la precipitación es de nieve. El que llegue al suelo como nieve o lluvia depende de la temperatura de la capa que recorre en su caída. Es frecuente al ascender una montaña ir encontrándose primero lluvia, luego aguanieve y por fin nieve.

Por eso en primer lugar hay que tener en cuenta la altitud verdadera de la temperatura de 850 hPa que nos dan las isohipsas. Por ejemplo en el mapa anterior la temperatura al nivel de 850 hPa sobre Madrid a las 00 Z del día 23 era de +2 º y la altitud de ese nivel unos 1440 metros. Como la altitud media de la capital es de algo más de 600 metros la precipitación tenía que recorrer unos 800 metros hasta llegar hasta el suelo desde el nivel de 850 hPa. Si aplicásemos el valor medio de disminución de la temperatura tendriamos T en el suelo = 2 + (8 x 0,65) = 7,2 es decir que el aire junto al suelo estaría a unos 7º y normalmente con esa temperatura no nieva, pero ¿era esa la temperaturas real junto al suelo? Mammatus nos ha ofrecido los datos del sondeo de Madrid aquella noche:

08221 LEMD Madrid Observations at 00Z 23 Dec 2001

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PRES HGHT TEMP

hPa m C

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940.0 633 1.2

939.0 641 0.8

925.0 761 1.4

913.0 866 1.6

870.0 1255 2.2

859.0 1358 2.0

850.0 1443 1.8

¡¡¡ Pues no !!! La temperatura junto al suelo era de 1,2º es decir más fría que a 850 hPa al igual que en casi todos los puntos intermedios. Existía una masa fría previa, como ya se ha dicho en el tópic de referencia y con cielo poco nuboso la temperatura pudo ascender algo en la tarde anterior en las capas más bajas pero descendió rápidamente tras la puesta de sol. Por la noche la entrada cálida y húmeda asociada a la baja al suroeste de la península provocó la nevada y la nieve no se derritió al atravesar las capas frías inferiores. Con +2º de temperatura al nivel de 850 hPa nevó a 600 metros de altitud.

Por cierto que Mammatus ha descubierto una joya, al menos yo no la conocía: la dirección http://weather.uwyo.edu/ de la universidad de Wyoming. En el apartado “Upper air observations” tienen un archivo de varios años de sondeos de todo el mundo y además se pueden transformar en diagramas de diversos tipos. Este es por ejemplo el diagrama de Stüve del sondeo de Madrid del INM del día 22 a las 12 Z:

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Las líneas azules horizontales son niveles de presión-altitud y las verticales ofrecen los intervalos de temperatura. La curva negra gruesa de la derecha indica la distribución vertical de temperaturas y la de la izquierda el Punto de Rocio. La diferencia entre la temperatura y el Punto de Rocío da una medida de la humedad relativa.

Como puede verse las temperaturas eran ya muy frías incluso a mediodía con unos -2º en el suelo y 0º en el nivel de 900 hPa. En 850 hPa había también 0º, al nivel de 700 hPa unos -5 º y en 500 hPa -20º C..

Ahora vamos a examinar el sondeo de esa noche del que ya hemos dado antes unos datos:

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Las temperaturas han ascendido ligeramente a pesar de que estamos en horas nocturnas y por ejemplo en 850 hPa han subido hasta +2 ºC. La humedad ha aumentado extraordinariamente a todos los niveles y a partir del de 850 hPa está cercana al 100%. Se trata de la masa húmeda que entra desde el Oeste-Suroeste (ver los vientos del sondeo en la columna a la derecha). La precipitación asociada fue de nieve porque las capas bajas se encontraban suficientemente frías.

Pero también puede pasar lo contrario: Tener temperaturas negativas en 850 hPa y sin embargo que no nieve. Supongamos por ejemplo una ciudad costera donde la columna de aire entre el suelo y 850 hPa tiene el gradiente vertical de temperaturas medio de 0,65º C / 100 metros, es decir que no hay inversión. Aunque los 850 hPa se encontrasen a 1400 m. y su temperatura fuese de -4 ºC., al nivel del mar tendríamos +5º C y con esa temperatura es difícil que nieve. En el tópic hay un comentario significativo de Sixfingers: “aquí en Bretaña no albergo esperanzas de nieve si no es con una buena "-7" sobre nuestras cabezas”. Y efectivamente, no es sólo que en las zonas costeras el nivel de 850 hPa está más alejado del suelo que en zonas elevadas. El efecto suavizador del mar y la humedad relativa más alta dificultan la formación de fuertes inversiones nocturnas de temperatura que mantienen el aire frío en capas bajas, facilitando que la nieve llegue al suelo.

Desde luego con una “iso” de -10 en 850 hPa la nieve es prácticamente segura a cualquier altura, pero ¡¡ojo!! Primero hace falta que caiga algo y las masas de aire muy frías no son a menudo las más húmedas. Bueno, el próximo día hablamos un poco del mapa de 500 hPa.