MAPAS
Realizada por Arcimis, colaborador del foro de
meteored
Arcimis
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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
3-
UTILIDAD DEL MAPA DE SUPERFICIE
(Volver arriba↑)
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.
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
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:
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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4-
MAPAS DE ALTURA: (Volver
arriba↑)
- GENERALIDADES
- RELACION DE LA ALTITUD CON LA TEMPERATURA
- EL MAPA DE 850 HPA
GENERALIDADES
(Volver a 4↑)
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 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). 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 ISOBÁRICOS
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.
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RELACIÓN DE LA ALTITUD CON LA TEMPERATURA
(MAPAS DE ALTURA)
(Volver a 4↑)
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 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:
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
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 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 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.
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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EL MAPA DE 850 HPA
(Volver a 4↑)
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
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
-----------------------------------------------------------------------------
PRES HGHT TEMP
hPa m C
-----------------------------------------------------------------------------
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:
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:
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.
Inciso: Importancia del frío a 500hPa: La cota de nieve suele estar
directamente relacionada con 500hPa (debido a uqe marca una inestabilidad, que
se complementa con el frío a 850hPa)
850 Hpa 500 Hpa COTA DE NIEVE
0 -20 1100 metros
0 -25 1000 metros
0 -30 900 metros
0 -35 700 metros
0 -40 400 metros
-1 -20 1000 metros
-1 -25 900 metros
-1 -30 800 metros
-1 -35 600 metros
-1 -40 300 metros
-2 -20 900 metros
-2 -25 800 metros
-2 -30 700 metros
-2 -35 500 metros
-2 -40 200 metros
-3 -20 800 metros
-3 -25 700 metros
-3 -30 600 metros
-3 -35 400 metros
-3 -40 100 metros
-4 -20 700 metros
-4 -25 600 metros
-4 -30 500 metros
-4 -35 300 metros
-4 -40 nivel del mar
-5 -20 600 metros
-5 -25 500 metros
-5 -30 400 metros
-5 -35 200 metros
-5 -40 nivel del mar
-6 -20 500 metros
-6 -25 400 metros
-6 -30 300 metros
-6 -35 100 metros
-6 -40 nivel del mar
-7 -20 400 metros
-7 -25 300 metros
-7 -30 200 metros
-7 -35 nivel del mar
-7 -40 nivel del mar
-8 -20 300 metros
-8 -25 200 metros
-8 -30 100 metros
-8 -35 nivel del mar
-8 -40 nivel del mar
-9 -20 200 metros
-9 -25 100 metros
-9 -30 nivel del mar
-9 -35 nivel del mar
-9 -40 nivel del mar
-10 -20 100 metros
-10 -25 nivel del mar
-10 -30 nivel del mar
-10 -35 nivel del mar
-10 -40 nivel del mar
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